周永勝 韓 亮 靖 晨 何昌榮 黨嘉祥

1)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100029

2)中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100037

0 引言

斷層摩擦和巖石流變實驗表明，斷層的強度和摩擦滑動穩(wěn)定性控制了強震的發(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，斷層摩擦強度隨深度增加而線性增加，而斷層摩擦滑動穩(wěn)定性隨深度發(fā)生變化，在地殼淺層，由于斷層強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，斷層滑動又轉(zhuǎn)化為穩(wěn)滑。在塑性變形域，巖石流變強度隨深度增加而非線性減小，因此，在脆－塑性轉(zhuǎn)化帶之上，斷層強度最大，而且具有粘滑的條件，最有可能形成強震。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，這種斷層滑動和發(fā)生強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對高角度逆斷層滑動和汶川地震孕震機制具有重要影響(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，我們對斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶開展了初步研究，本文是這一研究結(jié)果的總結(jié)。由于無法直接獲得現(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象，通過研究碎裂巖－糜棱巖的變形機制，獲得脆－塑性轉(zhuǎn)化帶巖石的變形溫度和流動應(yīng)力，通過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)化帶強度和變形機制對強震孕育具有控制作用。雖然無法直接觀察到發(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)生的變形過程，在地質(zhì)歷史時期同樣發(fā)生過。因此，通過研究地質(zhì)歷史時期形成并且已經(jīng)抬升和剝蝕出露于地表的脆－塑性變形巖石的變形特征，可以推測現(xiàn)今發(fā)震斷層深部的變形條件和變形機制。

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，形成細粒糜棱巖。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，推測可能不存在整體均勻塑性流動。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位。白水河韌性剪切帶和瀘定韌性剪切帶中，主要發(fā)育細粒糜棱巖。利用韌性剪切帶中的含殘斑初糜棱巖和細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應(yīng)力。

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

Hirth等(1992)根據(jù)石英的實驗塑性變形組構(gòu)，確定石英存在3個變形域，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)。通過對比實驗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)石英擴散蠕變粒度確定塑性流動應(yīng)力

石英和長石流變實驗(Rybacki et al.，2000;Rutter et al.，2004a)和變形機制圖(Rybacki et al.，2004;Burgmann et al.，2008)表明，在擴散蠕變域，礦物的流動應(yīng)力具有顯著的礦物粒度依賴性，兩者具有負相關(guān)線性關(guān)系，這一關(guān)系作為應(yīng)力計被廣泛應(yīng)用。其中，動態(tài)重結(jié)晶形成的細粒石英顆粒粒度與應(yīng)力關(guān)系的經(jīng)驗公式(Mercier et al.，1977;Twiss，1977，1980)作為應(yīng)力計被廣泛使用。這些應(yīng)力計是建立在早期低精度的實驗數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上的，石英粒度分布跨越了位錯蠕變和擴散蠕變交叉區(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驗和野外糜棱巖樣品中石英的擴散蠕變修正了應(yīng)力計。在修正的應(yīng)力計中，石英粒度主要位于擴散蠕變域，是相對比較可靠的。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)力計估計了剪切帶變形時的流動應(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)計的糜棱巖中的石英粒度，重新計算了粒度－頻數(shù)關(guān)系，如圖2所示。石英的優(yōu)勢粒度分布范圍為15～100μm，應(yīng)用不同學(xué)者給出的應(yīng)力計(Twiss，1977，1980;Mercicer，1977;Stipp et al.，2003，2006，2010a，b)，重新計算了韌性剪切帶的流動應(yīng)力(圖3)，其中用 Twiss(1977，1980)公式計算出的值偏大，而用Mercier(1977)公式計算出的值偏小，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)的實驗數(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)的公式進行計算，得出的流動應(yīng)力為15～80MPa(圖3)。

2 斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流體特征

近年來研究表明，韌性剪切帶中的石英和長石不同程度地存在結(jié)構(gòu)水和包裹體水(Zhou et al.，2008)，實驗研究表明，礦物中的微量水對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)測試了龍門山地區(qū)脆－塑性轉(zhuǎn)化帶中石英和長石結(jié)構(gòu)水含量，本文對分析數(shù)據(jù)進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石水含量＜0.04wt%，粗粒石英水含量＜0.015wt%，動態(tài)重結(jié)晶產(chǎn)生的細粒石英水含量＜0.04wt%;強烈變形的細?；◢徝永鈳r中剪切殘斑長石水含量＜0.05wt%，剪切殘斑石英水含量＜0.03wt%，剪切面理中細粒長石水含量＜0.07wt%，細粒石英水含量顯著增加，達到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)力計計算的流動應(yīng)力Fig.3 The flow stress calculated by different paleopiezometers.

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

水含量測試結(jié)果表明，長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石和石英水含量普遍比較低，花崗片麻巖中長石水含量略有升高，而粗粒石英水含量基本沒有變化，細粒石英水含量增加了近4倍;花崗糜棱巖中的殘斑長石和殘斑石英水含量與片麻巖中的長石和細粒石英接近，但細粒長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飛揚的花瓣。梅、桃、李、杏、海棠、薔薇、木槿、紫薇、玉蘭、槐花、荷花、桂花、菊花，有的能用舌頭辨認出來，有的也無能為力，就上官星雨來講，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，次第開放在門前的小巷里，祖母有時候會吩咐廚娘去摘來做菜。當(dāng)然，石楠花她也有印象的，那么腥臭的花，是魔鬼派來的吧，開在陽春，一直要等到十月里桂花開放，才可以將它的余味清算干凈。

根據(jù)強烈變形的石英水含量增加這一現(xiàn)象推測，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，從而降低了斷層強度，促進了斷層突然滑動與地震發(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，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

在地震破裂過程中，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶內(nèi)的石英和長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)。

通過拉曼探針分析可以確定流體包裹體的成分，而通過流體包裹體顯微測溫可以獲得包裹體的冰點和均一溫度。根據(jù)冰點和均一溫度得出的包裹體等容線與礦物反應(yīng)的狀態(tài)平衡方程曲線交會點，可以確定流體包裹體的捕獲溫度和流體壓力(Yonkee et al.，2003)。

對未變形花崗巖、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石相關(guān)的水巖反應(yīng):

根據(jù)流體包裹體測溫得到的流體包裹體的冰點和均一溫度數(shù)據(jù)，利用Flincor等(1989)軟件計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應(yīng)的地殼靜巖壓力約450MPa，據(jù)此估計的流體壓力系數(shù)(流體壓力與靜巖壓力之比)為0.16～0.9。推測這些次生流體包裹體的捕獲溫度和壓力，代表強震發(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為是強震發(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制(Trepmann et al.，2007)，斷層帶微裂隙在愈合過程中，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，斷層會突然滑動，發(fā)生強震。高溫高壓模擬實驗證實(韓亮等，2013)，壓溶和動態(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次變形機制的轉(zhuǎn)變。石英的這種塑性－脆性－塑性－脆性變形機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)歷史時期的斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶具有比較高的流體壓力推測，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震孕育條件，認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的力學(xué)條件。根據(jù)流體包裹體研究結(jié)果推測，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試結(jié)果表明，韌性剪切帶中心存在流體活動，因此，選擇“含水”樣品的流變實驗參數(shù)作為計算間震期斷層帶流變強度的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，選擇靜水壓條件(流體壓力系數(shù)為0.37)計算間震期脆性斷層摩擦強度，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，長石為半脆性變形。流變實驗結(jié)果表明，花崗巖和石英的流變強度非常接近，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)含水石英的位錯蠕變參數(shù)(Rutter et al.，2004b)計算斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的流變強度。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)方程計算得到的(周永勝等，2009)。根據(jù)上述參數(shù)計算得到的斷層脆－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，對應(yīng)的斷層極限強度約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，對應(yīng)的斷層極限強度約100MPa。而根據(jù)韌性剪切帶中糜棱巖變形機制確定的斷層塑性流動應(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19km(陳九輝等，2009;Chen et al.，2010)，震源位于斷層脆性摩擦滑動域。這表明基于斷層構(gòu)造巖變形、流變實驗結(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，斷層有效強度很低，斷層失穩(wěn)而發(fā)生強震(Sibson et al.，1988)。在同震破裂后，斷層帶微裂隙張開，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，斷層在震后快速滑動階段，應(yīng)變速率顯著增加，可以達到 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，在計算震后快速滑動階段的流變強度時，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，在震后快速滑動階段，不僅斷層強度極限增加，接近于400MPa，而且脆－塑性轉(zhuǎn)化深度顯著增加，達到了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，也會出現(xiàn)脆性變形(微破裂與摩擦滑動)，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)實際資料統(tǒng)計分析建立的脆－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)是一個動態(tài)變化的流變模型。與基于理論和實驗建立的靜態(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，反映了在強震孕育不同階段，斷層脆－塑性轉(zhuǎn)化帶的變形機制和斷層強度的變化，這種變化對汶川地震的孕育和發(fā)生具有重要意義。

4 討論

圖7 強震孕育發(fā)生和流體壓力與斷層強度關(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的結(jié)果(Trepmann et al.，2001，2002，2003，2007;Wintsch et al.，2012)。圖7給出了強震孕育發(fā)生和流體壓力與斷層強度關(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，斷層帶出現(xiàn)失穩(wěn)錯動，發(fā)生強震。由于同震破裂和震后快速滑動，斷層帶出現(xiàn)大量微裂隙，斷層帶內(nèi)高壓流體消失，石英以碎裂流動和低溫高應(yīng)力塑性變形為主，斷層帶強度增加。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，斷層帶的強度逐漸降低。隨著時間延續(xù)，斷層帶微裂隙逐漸愈合，流體壓力逐漸增加，而斷層強度逐漸降低，石英以靜態(tài)重結(jié)晶生長為主，新的強震正在孕育中。這為討論汶川地震的強震孕育機制提供了思路。

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)。通過雞冠山和白水河等地區(qū)出露的斷層構(gòu)造巖變形機制、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@些分析和流變實驗結(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19km，對應(yīng)的地溫＜340℃(周永勝等，2009)。這一深度不僅處于脆性摩擦滑動域，而且該溫度接近于石英和花崗巖摩擦滑動的速度弱化與速度強化轉(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)流體壓力接近或達到靜巖壓力時，才可能觸發(fā)斷層失穩(wěn)，發(fā)生強震。根據(jù)出露于龍門山斷層帶的構(gòu)造巖變形機制和流體分析結(jié)果推測，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)高角度逆斷層滑動和汶川地震發(fā)生的主要機制。

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，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驗?zāi)M研究［D］:［學(xué)位論文］.北京:中國地震局地質(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驗研究［J］.地球物理學(xué)報，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，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級地震發(fā)震斷裂的滑動速率、復(fù)發(fā)周期和構(gòu)造成因［J］.地球物理學(xué)報，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的力學(xué)條件［J］.地球物理學(xué)報，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.