龙门山是青藏高原与华南地块之间一条板内汇聚边界.晚新生代（9~13Ma）以来，龙门山及青藏高原东缘地区曾快速隆升，与四川盆地形成3000m以上的巨大地形比差，其陡峭堪比大陆板块边界的喜马拉雅山脉^[1].

地学界对龙门山的隆升机制一直存在争议.传统的挤压造山地区，如喜马拉雅弧形构造带，往往伴随大型、低角度、高速逆冲的滑脱断层，冲断带内强震频繁，前陆盆地巨厚沉积发育^[2].然而，龙门山山前断层全新世活动速率仅1~2mm/a，大地测量显示跨龙门山地区的挤压变形也小于3mm/a^[3]，山前沉积厚度不过500m，特大历史地震鲜有记录^[4].因而，Royden等认为龙门山隆升属于下地壳层流模式^[5]，即川西高原中下地壳东流，受四川盆地坚硬基底阻挡而垂向增厚、抬升，与水平缩短关系不大，山前高角度断层是龙门山抬升中盆山差异性运动的地表响应.

2008年5月12日，汶川地震在地表错开龙门山构造带的中央断层和前山断层.从映秀到马尔康，GPS观测同震形变由最大5.3m减低到0.2m，地表破裂带160km以远变形依然醒目^[6].InSAR监测到地表变形从地表破裂带西南端向高原一侧扩展，波及80~120km以外区域^[7].测震监测也显示，该地区深部余震分布向北西向突出，沿小鱼洞、棉篪、理县形成一条余震带^[8]，与盆地一侧的北西向小鱼洞断层相衔接^[9].地表变形与深部破裂特征一致性说明，汶川地震的同震破裂并不局限于映秀、虹口等地，而可能是龙门山深部滑脱层破裂的结果，龙门山深部破裂的几何、运动学特征被视为挤压隆升的地震学证据^[10].不过汶川地震深部破裂的具体细节及其可靠性仍需各种资料的论证和辨识.本文以各类大地测量数据为约束，研究龙门山推覆构造带深部滑脱断层的产状以及破裂行为，探索汶川地震与龙门山构造隆升的关系.

假设地震区为各向同性弹性半空间，则矩形断层位错引起地表变形可用封闭公式^[11]计算，主要与子断层几何特征7参数（长、宽、深、走向、倾向、水平投影坐标）和滑动3参数（走滑量、倾滑量、张性分量）相关.

用大地测量资料反演断层几何与滑动参数的算法分两类：①根据破裂面复杂程度，将其简化为一个或数个平面断层，则地表位移是断层几何参数和滑动参数的非线性函数，通过一定的反演方法求解^[12]，满足观测值残差的加权平方和（观测数据拟合度）最小；②设定方法①估算的破裂几何参数为已知，或依据地震、地质资料等先验信息设定破裂几何参数为已知，将断层分割为更大数目的子断层，以获得更高分辨率的滑动分布，则地表位移是子断层滑动参数的线性函数，解算滑动参数应满足观测数据拟合度和滑移分布粗糙度最小（minmum），即

(1)

这里d是形变观测值，W是观测值的权矩阵，是观测值方差-协方差D的逆矩阵，即D=W^-1W，G是格林函数，s是子断层滑动矢量，β是平滑因子，单位为m^-1，L是拉普拉斯有限差分算子.为避免子断层滑动不合理震荡，公式（1）解算采用变量边界约束的最小二乘法，满足约束条件：

(2)

这里B_b、B_u分别是滑动分量的上、下界.

方法②所得滑动分布完全取决于破裂面先验几何特征.Feng等（2010）、Tong等（2010）、Xu等（2010）采用了该算法^[13-15]，由于缺少足够的先验信息，他们的模型均没有包含滑脱层，所以解释不了引言提及的地表位移场特征.Shen等（2009）为减弱先验信息不确切带来的模型误差，采用一种混合算法，在解算滑动分布时，同时估算为数有限的破裂面几何参数（6个断层倾角）^[3].他们的模型预设了深部滑脱层，但反演所得的滑脱层滑动幅度较低.

本文侧重于获得可靠的断裂深部几何参数，同时给出对应的滑动分布模型.首先，分别用GPS/InSAR资料（以避免不同资料定权的复杂性）和格网搜索方法确定断层几何参数及其置信区间，即依据先验信息确定破裂面的几何结构，建立合理的、一定参数空间密度的几何参数模型，用变量边界约束的最小二乘法计算每个模型的滑动分布，选择观测值拟合度最好的模型作为最佳模型，用F统计估算其置信区间；然后，联合水准、三角点、强震台静态位移资料^[6]，使用最佳模型几何参数，用变量边界约束的最小二乘法重新确定最终的破裂滑动分布模型.

基于龙门山山前叠瓦状逆冲推覆构造以及余震精确定位，一般认为汶川地震破裂面具有柱面状的铲式结构，在地质平衡剖面上，可近似表现为浅部陡立断坡断层以及深部低倾角滑脱断层^[16].破裂面的空间参数，一部分依据前山断裂（灌县-江油）和中央断裂（映秀-北川）的地表考察结果确定^[9]，得到可靠的破裂走向、顶部埋深、出露位置等先验几何参数信息，无需进一步精化；另一部分参数，如破裂面长度、宽度，可依据实际需要任意设定，不影响破裂面滑动分布反演（因为实际破裂面长度、宽度由最终反演结果决定），也不影响对其他几何参数（如破裂面倾角）的约束.

因此，前山断裂可以简单设为单独的一个断坡断层，中央断裂由上部的断坡断层下接滑脱断层构成，断坡断层走向根据地表破裂带确定，使得破裂上边界逼近实地考察的地表破裂带.考虑地表破裂带两端以外的潜在破裂，模型破裂面（包括前山断裂）有意向两侧延长；滑脱断层长度、走向与其上部断坡断层一致，其宽度超过余震分布范围，充分顾及潜在的深部余滑，整体上中央断裂映秀-北川段最宽.需要通过地表位移场进一步约束的几何参数是破裂面倾角（包括倾角沿走向、倾向的变化）.

龙门山地区断层三维结构显示前山断裂可能为低倾角逆冲（＜15°），但多次反演表明破裂分布反演结果对前山断裂倾角差异并不敏感.为了简单，前山断裂设为平面断层，所有子断层倾角固定为35°（取自GCMT地震矩张量解http：∥www.globalcmt. org），并假设在模型截面上，前山断裂向下延伸不能超过初始破裂点.在破裂面几何模型中，中央断裂分为映秀-北川段和北川-青川段，具有独立的铲式结构，顾及地表破裂带西南段、东北段破裂方式的明显变化^{[9, 17-18]}.前山断裂和中央断裂的两段破裂面都被离散化为4km×3km或4km×4km的矩形子断层（共2016个子断层，最小二乘法需要反演4032个走滑、倾滑参数）.

中央断裂每段的子断层倾角沿走向保持一致，其深度变化由地表（顶层子断层）倾角δ_s、滑脱层顶部倾角δ_d和埋深h_d三个几何参数决定，顶层以下各子断层倾角随深度单调递减，在视觉上保持破裂面大致光滑，以及不同模型破裂面总体形态的相似性和彼此间协调性（图 1）.最后需要以格网搜寻算法约束的几何参数，仅是与中央断裂有关的6个参数，其参数空间设置见表 1.

图 1

Fig. 1

图 1 破裂剖面和几何参数 Fig. 1 Fault profiles and geometry parameters

表 1(Table 1)

表 1 断层几何参数及置信区间 Table 1 Fault profiles and geometry parameters and their confidence intervals

表 1 断层几何参数及置信区间 Table 1 Fault profiles and geometry parameters and their confidence intervals

格网搜索分映秀-北川、北川-青川两段独立进行，每段内三参数按两个一组如（δ_s，h_d）和（δ_s，δ_d）构建两个二维参数空间，独自搜寻.为了避免观测值种类不同引起的定权复杂性，分别使用GPS/InSAR观测的地表位移进行最佳参数搜寻.最佳几何参数通过观测值拟合度WRSS的等值线图或曲线图判定，根据GPS数据反演的最佳几何参数见表 1和图 2（上），结果与Wang等（2011）结果一致.为了考察其可靠性和约束力，单独用ALOS卫星InSAR资料反演模型几何参数，其中仅用文献[6]升轨资料的反演结果见图 2（中），最佳滑脱层深度是16 km，与GPS反演的结果相同，但无法判断最佳倾角大小.文献[6]ALOS卫星升轨资料和文献[14]降轨ScanSAR资料联合反演结果见图 2（下），最佳滑脱层深度16km，映秀最佳倾角约45°，青川倾角约75°.可见，GPS反演结果是可靠的，升轨资料的加入整体上提高InSAR对模型参数的约束力，由于InSAR对断层上盘近场变形的监测力度不足，对模型参数的分辨力仍低于现有的GPS数据.

图 2

Fig. 2

图 2 数据拟合度WRSS/100 左:映秀-北川段, 右:北川-青川段.上:GPS数据, 中:InSAR升轨数据, 下:InSAR升轨加降轨数据. Fig. 2 WRSS/100 distribution Left:infering parameters at Yingxiu-Beichuan Fault; Right:infering parameters at Beichuan-Qingchuan Fault; Up:infered from GPS data; Middle:infered from ascending swath mode interferograms; Down:infered from ascending swath mode and descending ScanSAR mode interferograms.

置信区间根据Χ²分布判定.如观测值服从正态分布，观测函数在最优几何模型处线性化，定义如下统计量：

(1)

式中，n是数据个数，m是模型参数个数，F是自由度为m和n-m的F分布值，α是置信水平，所有Χ²＜Χ_α²的模型被认为落在最优模型的100×_α%置信区间内^[19].图 3（上）GPS反演的Χ_α²等值线闭合峰值区就是最优模型的90%置信区间.

图 3

Fig. 3

图 3 同震滑动分布模型 (a)走滑; (b)倾滑. Fig. 3 Coseismic slip distribution (a)Strike slip; (b)Dip slip

GPS数据对滑脱层深度的约束很强，变化区间一般在2~3km以内；对映秀地表倾角的约束也在1°以内.对北川-青川地表倾角约束较低，可在±5°内变化，可见现有数据在北川-青川近场分布仍有不足，不能反映该段倾角的细微变化.北川-青川段与滑脱断层有关的两参数的约束也不如映秀-北川段强，现有取值更多是为了保持龙门山构造带深部滑脱层几何结构的一致.这从另一角度说明，只有映秀-北川段滑脱层参与破裂^[3]，北川-青川段更多是表现为近直立的走滑破裂.

基于最佳几何模型计算滑动分布时，为提高模型分辨率，将GPS联合InSAR、三角点、水准点、强震台静态位移资料.反演计算中，各类资料按实际误差定权，GPS水平和垂直分量则分别按二、三倍中误差降权处理，平滑因子β的选择应同时兼顾数据拟合度和滑动分布的光滑度，取β=1.参考地表破裂调查的最大值，并在5~15m范围内试验滑动分量的最高上限，最终设定前山断裂滑动的走滑、逆冲分量最大不超过5m，中央断裂不超过10m.图 4是基于以上加权方案、滑动边界及光滑约束条件得到的滑动分布.假定剪切模量为30GPa，依据该分布计算的标量地震矩M_o^g=9.67×10²⁰N·m，则矩震级M_w=7.96.本文解算标量地震矩与张勇等（2008）利用远震地震波计算结果^[20]等同，比王卫民等（2008）联合反演地震波形与GPS位移的地震矩^[21]略小，但大于GCMT估算的标量矩M_o^s=8.97× 10²⁰N·m.Wang等（2011）曾用506个测站位移资料和8轨ALOS卫星升轨InSAR图像约束破裂模型，本文的模型反演新增178个位于下盘的GPS测站资料^[6]，并融合ALOS降轨ScanSAR干涉图像，新模型与Wang等（2011）模型具有高度一致，新增资料是对原有数据有效补充.

图 4

Fig. 4

图 4 同震滑动分布与形变模拟残差 QC:青川; NB:南坝; BC:北川; HW:汉旺; YX:映秀. Fig. 4 Coseismic slip distribution and deformation modeling residuals QC:Qingchuan; NB:Nanba; BC:Beichuan; HW:Hanwang; YX:Yingxiu

本文模型包含分布在中央、前山断裂上的六个主破裂区，滑动峰值高达3~12m.在映秀-北川断层，滑动量较小（＜2m）的空区与相邻大幅度破裂的凹凸体形成鲜明对比.在地表破裂的西南端，映秀、漩口一带的破裂以紫坪铺水库为界，与虹口破裂区分隔明显.东北端青川一带的破裂也可以进一步细分.前山断裂破裂主要集中在汉旺一带，其两侧灌县、安县也有零星破裂发生.汶川地震余震序列重新定位结果显示强烈的分段和非均匀特征^[8]，余震分布宽度最大的区段位于映秀和北川凹凸体周围，其余凹凸体附近余震分布也明显集中.用模型拟合GPS测站位移的中误差是4.1cm，但如果剔除三角点，拟合中误差只有1.6cm.最大拟合误差大约0.8m，位于虹口附近的一个三角点，除自身观测误差较大外，该拟合误差也可能反映了部分震后变形的影响.此外断层位置变化、断层周缘非弹性变形也可能引起较大偏差.InSAR升轨采样点拟合中误差4.1cm，降轨采样点拟合中误差5.6cm，精度略低，但与GPS数据基本符合.

Du等（1992）以分辨率矩阵R来评估模型的可靠性^[22]，其对角线元素r_j（j=1，2，…，2n，n是子断层数）反映子断层滑动分量估算强度.如果该分量能够完全分辨，其值为1；完全不能分辨，其值为0；通常对角元素0＜r_i＜1.我们将子断层对角元素平方和的均方根R_i（i=1，2，…，n）的倒数ρ，作为其模型分辨率的代用指标，具体定义为：

(3)

这里α代表子断层的线性尺度，在本模型为3km或4km.ρ代表了模型能够可靠分辨的滑动分布尺度大小.分析可知，浅部贴近地表的模型分辨率最大达6~8km，最低部位在小鱼洞附近，分辨率也在12~14km，而深部分辨率较差，但最低也在16~20km.因此我们认为，模型显示的主滑动区，以及浅层的滑动空区是可靠的.

尽管观测资料取舍不同，分辨率各异，迄今公布的十多个破裂模型均揭示了大尺度破裂的不连续分布特征，即破裂在时间上可以细分为强度不等的子事件，在空间上一般表现为大小有别的主要滑动区.静态大地测量资料强化了对破裂模型的约束，给出了较为精细的破裂分布结构，因此本文比较那些利用了多种大地测量资料反演的破裂模型^{[3, 10, 14-15]}，重点关注GPS、InSAR资料在重建汶川地震破裂过程中的作用.

本文以及Wang等（2011）建模以地面实测资料为主，InSAR遥感资料为辅，两个模型间细小差异主要是所用地面资料的数量不同.Shen等（2009）给出的模型^[3]主要依据9100个ALOS/EnviSat升轨InSAR图像采样点，模型细节特征来自InSAR的观测约束，148个GPS站资料只起辅助作用，且对近场GPS站按位移幅度进行降权处理，更削弱GPS资料的约束强度.尽管模型拟合误差小（InSAR拟合误差1.9cm，GPS拟合误差大约4cm），但中央断裂上仅显示映秀、北川、南坝三个局部峰值超过9m的主破裂区，前山断裂没有明显的破裂峰值区，模型分辨率较低.

Tong等（2010）^[14]利用5738个ALOS卫星InSAR图像采样点（其中729个来自下降轨道）和近场GPS测站103个水平位移分量资料建模.该模型突显了映秀、北川、高村、南坝、汉旺五个主破裂区域.该模型的一个特点是引入地表破裂勘察资料作为模型约束条件^{[9, 17-18]}，模型细节特征可能更多体现了地表数据的贡献.尽管模型分辨率有所提高，但InSAR数据的拟合中误差增加到10~12cm，比Shen等（2009）模型大，GPS拟合中误差更大，达到14.5cm，说明模型误差较大.

Feng等（2010）模型^[13]也显示浅部六个主破裂区（其破裂面两端的滑动模式与我们略有不同）.模型反演仅用2150个受电离层误差干扰相对较小的ALOS数据，但对有限的GPS数据依据测站距离远近给予特别加权，大幅增加了近场GPS数据的权重.为数不多的GPS数据可能决定了断层浅部的滑移分布，提高了模型分辨率，但一定程度降低了模型精度，拟合InSAR数据中误差达到7.7cm，相对较高.

本文与此前主要依赖InSAR建模的主要差别在深部破裂状态，图 3清楚显示15km以下两个分别位于卧龙、草坡峰值高达6m主破裂区.该区与断坡断层主破裂区域分离，其释放的地震矩相当于两次M_w＞7大震.此外，滑脱层还有三、四个中小规模破裂区，散布在理县、汶川和茂县一带，大致也相当于M_w6.6~6.8强震.由于InSAR数据对位于浅部、高角度断坡断层滑动相对敏感，而对深部、近水平滑脱层破裂分辨能力相对薄弱，以InSAR为主的反演模型不能可靠展示这些深部破裂特征.而位于断层上盘GPS资料重现滑脱面非均匀破裂特征.

本文与Wang等（2011）建模所用资料均含有部分震后形变，因而反演所得深部破裂可能混杂一定的震后余滑.为此，本文假定47个GPS站震后8个月内观测位移完全为余滑的地表变形响应^[6]，依据各测站位移时间序列，推估这些测站震后8个月总位移幅度（图 5），用以约束余滑模型，定性评估余滑与同震的关系.

图 5

Fig. 5

图 5 震后形变场与余滑分布 QC:青川; NB:南坝; BC:北川; HW:汉旺; YX:映秀. Fig. 5 Post-seismic deformation field and after slip distribution QC:Qingchuan; NB:Nanba; BC:Beichuan; HW:Hanwang; YX:Yingxiu.

余滑反演采用与前面一致的断层产状面，但子断层数量大幅减少（基本是上下左右四个合并成一个，得到551个子断层，需要反演1102个走滑、倾滑参数），映秀-北川断层余滑主要分布在下部滑脱层（图 5），最大滑动不超过1m，而北川-青川段浅部断坡余滑最大，近地表处仍有1m以上的余滑.余滑峰值区与同震滑动峰值区有对应关系.不过，映秀-北川段同震滑动峰值主要分布于上部断坡，而震后余滑更多地发展到深部的滑脱层，可以在较长时间内缓慢释放.而走滑为主的北川-青川段，余滑分布峰值区还是位于地壳上部，位于对应的同震滑动峰值区的东北方，与破裂传播方向一致.

以上余滑模型代表汶川震后余滑的上界.模型拟合观测值的残差中误差0.7mm，上盘远场4个测站模拟值比观测值小，残差较大，可能与震后黏弹性松弛有关.依据模型，余滑标量矩1.3×10²⁰N·m，相当于一次M_w7.3级地震.代表模型能够可靠分辨滑动分布尺度大小的ρ，在浅部为8~20km，深部分辨率较差，最低也在18~30km，这说明模型显示的主滑动区及滑动空区是可靠的.因此，即使顾及最大可能余滑，深部滑脱层滑动达5.5m的两三个破裂峰值区仍是基本为同震过程.

近来三次最大的陆内逆冲型（1999年台湾集集，2005年克什米尔，2008年汶川）地震中，集集与汶川地震的破裂模型显示发震断层延伸至深部近水平的滑脱层^[23]，集集地震在滑脱层上的滑动量最大2~4m，汶川地震深部破裂幅度最大可达6~7m.克什米尔地震的同震滑动限定在15km以上断坡断层^[24]，利用SAR亚象元匹配技术得到同震位移场，可能因观测精度不高，不能有效恢复15km以下深部破裂，破裂可能终止于脆韧性转换带，也可能继续深入喜马拉雅下部低角度韧性滑脱层.

发生在盆山交界地带的逆冲型大震与造山过程有关.就龙门山而言，汶川地震深部破裂是沿近水平滑脱层展布，还是沿高角度断坡断层向中下地壳延伸，代表了两种不同的造山模式.大地测量反演提供了区分两种模式的关键证据.目前判据主要是测站位移拟合度，例如集集地震，采用断坡-滑脱断层为代表的薄皮构造的破裂几何结构，就比厚皮构造能更好拟合地表位移^[23]，其模型由滑脱层平面突然向上变为高角度断坡平面.本文不同的是滑脱层曲面向上光滑过渡到断坡曲面，符合地质破裂和能量最小规律.用同样方法另外构建最小角度大于45°的断坡模型，令h_d等于约束上界30km，δ_d等于约束上界45°，然后去掉下部倾角小于45°的子断层，得到比单一倾角平面模型子断层更多、下部延伸更远的断坡曲面模型.针对断坡-滑脱层和断坡曲面两种断层结构拟合汶川地表位移场，断坡-滑脱断层铲式结构的拟合度同样比高角度断坡断层的残差平方和至少低16%~17%，尤其是断层西南部观测值拟合.因而汶川地震与集集地震破裂几何结构基本类似.

集集地震的深部破裂位于8~10km深度，基本上位于脆性孕震层内，完全为同震破裂，但汶川地震深部破裂深度在16~21km，位于深15~25km、由脆性地壳向黏性过渡的转换带内.人工地震深反射剖面以及地震层析成像皆显示这个10km厚的中地壳层具有明显的地震波速异常，泊松比较低.精密定位的汶川余震序列和震前微震活动都聚集在深度5~20km范围，20~30km间是缺震层，少有震前微震及余震活动^{[8, 25]}.Shen等（2009）的破裂模型曾指出汶川地震深部破裂很可能是滑脱层余滑^[3]，这意味着深部滑脱层的位错不是由于震间自身累积应力释放，而是对浅部破裂的应变调整.但基于本文破裂模型推测，深部滑脱层大幅度滑动是同震破裂，因为：①分布于滑脱层的两个主破裂区的平均位移达到4m，最大位移6m，比Shen等（2009）的深部不足2m破裂大的多，如前所述，如此大幅度滑移不可能是余滑的结果，与汶川地震具有类似构造环境的集集地震，其最大余滑不超过1m^[26]；②如果只将深度16km以上部位的断层滑动视为同震破裂，则汶川地震标量地震矩仅7.1×10²⁰N·m，只有GCMT估值的79%，因此，深度16km以下的滑脱层破裂至少有部分是同震位移；③如果将深度16km以下破裂全部视为余滑，则该“余滑”在震后一段时间内对地表破裂带28km以外的郫县站影响值为向西北位移6~7cm，但震后半年内郫县站GPS连续观测累计位移是向西北3~4mm，仅占估算的“余滑”影响值的二十分之一，同样反证汶川地震余滑规模很小，与海洋板块边界地震导致的余滑不同^[27].

龙门山构造隆升可追溯到中生代，具有复杂的结构和演化过程.晚新生代（9~13Ma）受青藏高原向东扩展，山体快速抬升，形成高耸山脉^{[1, 28]}.一种观点认为，龙门山山前缺乏新生代前陆盆地，第四纪以来缩短变形可以忽略^[1]，高角度冲断带的构造活动调节了青藏高原东缘相对四川盆地的抬升，在四川盆地与青藏高原的挤压中，总体表现为厚皮构造.但本文研究显示，龙门山下部存在切割中下地壳高角度断层的可能性不大，区域微震、余震活动性也不支持这种变形模式^[8]，下地壳的层流不可能是龙门山隆升的唯一机制.

另一种观点认为，龙门山推覆构造前缘地带代表了典型的中生代前陆盆地^[29]，中地壳存在一个低角度的基底滑脱面，下部基底不变形.滑脱面在龙门山一侧逐渐陡立，形成断坡，呈现大致平行的叠瓦状冲断带.沉积盖层水平缩短、褶皱、增厚变形，山体抬升^[29].与薄皮构造有关的缩短变形需要在龙门山底部存在滑脱层，并可能伴随莫霍面深度的陡变.深部地震波速度结构显示，地壳从前陆的四川盆地40~50km加厚至青藏高原东缘50~60km^[30]，龙门山构造带对应了区域地壳厚度变化.

以往对龙门山深部滑脱层几何特征的粗略认识主要来源于前陆盆地滑脱层的自然延伸、微震分布和壳内低速层空间展布，因缺乏精细人工地震剖面约束，滑脱层具体空间特征如埋深、倾角变化等难以界定.基于跨龙门山地震台阵接收函数推算的S波速度结构^[31-32]，Robert等（2009）确切指明中地壳反射界面位置-暗示在龙门山下15~20km深度存在一条近水平滑脱断层^[33]，与我们反演的深部滑脱断层的几何特征十分一致，并且滑脱层断坡与下部莫霍面陡变的位置基本对应（断坡位于莫霍陡变部位东侧30~50km），似乎暗示该反射界面可能代表了青藏高原与四川盆地间上地壳接触边界.本文研究无疑给出深部滑脱层持续活动的观测证据，进一步支持缩短增厚作为龙门山隆升的主要机制.

远离地表破裂带的深部滑脱层同震破裂表明，该滑脱断层不仅是壳内的热边界及岩石流变分异顶部边界，也可能是板内活动构造单元间的动力边界.可以推测，青藏高原地壳向东运移受到四川盆地阻挡，松潘-甘孜地块沿此滑脱断层逆冲、推覆在上扬子克拉通华南地块上，导致龙门山构造隆升.此过程中，上地壳物质向上推覆形成了彭灌、宝兴杂岩的飞来峰，上伏于上扬子克拉通基底，山前沉积层亦呈现多种逆掩推覆体，使古生代地层覆盖在中-新生代地层之上^[30].因而，四川盆地与松潘-甘孜地块中上地壳之间，不大可能沿龙门山保持垂直接触关系^[33-34]；相反晚新生代松潘-甘孜地块与四川盆地间地壳缩短变形（假定为2~3mm/a），四川盆地基底完全可能以较大幅度插入龙门山之下.如按青藏东缘初现河流加速下切（9~13Ma）的年代计，挤入距离达到20~40km，而按区域地形初始（＞24Ma）抬升年代计，最大可达60~70km，与本次破裂的最大宽度相当.被动挤入龙门山、松潘-甘孜的原属华南克拉通地壳，因岩石挤压变形及高温高压变质作用，强度低于后缘四川盆地的刚性地壳，具有低速、高导特征，但并不是与青藏高原向东挤出有关、可以流动的软弱层.

汶川地震表明，寒武纪基底岩石即使在16~21km的深度下，仍具有足够岩石强度，保持构造应力聚集于滑脱层.在低速率滑动条件下，整个断坡-滑脱断层容易具备较大摩擦强度，足以使浅部断层完全闭锁，维系山前高梯度地形；在深部，断层各部位震间摩擦状态也不完全是速率增强型的自由蠕滑，滑脱层某些区域可能部分耦合，甚至闭锁，接触部位表现为速率减弱型摩擦状态，导致较大范围深部破裂，这也可能是龙门山地区能蕴育特大地震的深部背景.

本文用密集高精度的大地测量同震形变观测数据，基于弹性半空间位错理论，用格网搜寻算法研究破裂面深部几何结构.结果显示中央断裂为出露地表的高角度（约55°）断坡断层，下接一个深度在16~20km的低角度（约7°）滑脱层.相比以高角度（大于45°）深大断裂为主要特征的厚皮构造，以断坡-滑脱断层为特征薄皮构造模型拟合地表位移的残差平方和至少低16%~17%，拟合测站位移的中误差仅1.6cm.依最佳薄皮构造模型反演的破裂分布，清楚显示发震断层的西南段滑脱层同震滑动，深部破裂向西延伸到远离地表破裂带60~80km以外，同震滑动有二、三个滑动幅度大于2~6m的峰值破裂区.深部破裂区的识别得益于龙门山地区加密的GPS观测，说明在逆冲破裂上盘获取密集、高精度、三分量同震位移资料，对研究特大地震震源过程具有重要价值，而汶川特大地震展示的深部滑脱层错动的大地测量反演结果与山前地壳缩短的地质学观测---作为龙门山挤压隆升的重要证据，一致表明至少在龙门山中南段刚性四川盆地基底沿滑脱层被动插入龙门山之下，龙门山冲断带内叠瓦状铲式结构的断坡-滑脱断层调节青藏高原东缘的挤压变形，是与龙门山隆升直接相关的大规模活动断层.