2014, Vol. 57
中国川、滇地带是我国大陆强烈地震“孕育”、发生和发展最为活动、并十分强烈的地带，它主要受到鲜水河断裂带，安宁河—则木河—小江断裂带和龙门山断裂系这三条呈“Y”字形展布的活动断裂构造带所控制(图1).它们属于南北地震带的重要组成部份，向北可以一直延伸到俄罗斯境内的贝加尔湖地带，沿该构造带在历史上强烈地震曾频频发生，它是我国板内最为重要的地震活动地带.
 | 图1 龙门山造山带与断裂系周围地区的区域构造简图(颜丹平等，2010) PG-彭灌杂岩体；XL-雪隆包岩体；KX-康县断层；QP-青川—平武断层；MW-茂汶断层；BY-北川—映秀断层；GA-灌县—安县断层. Fig.1 Geological map of the Longmenshan fault system and its adjacent areas(Yan et al.,2010) PG-Pengguan complex;XL-Xuelongbao bedrock; KX-Kangxian fault; QP-Qingchuan-Pingwu fault; MW-Maowen fault; BY-Beichuan-Yinxiu fault; GA-Guanxian-Anxian fault. |
2008年5月12日14点28分在龙门山断裂系地带的汶川—映秀MS8.0的强烈地震发生后，中外 的地球科学家们发表了一系列论文(Burchfiel et al.,2008;Xu et al., 2008;张培震等，2008；Xu et al.,2009;Yin,2010; Wang et al.,2010; Peng et al.,2009; Zhang et al.,2009; 李海兵等，2010；Ma et al.,2009; Hubbard and Shaw,2009; 朱艾斓等，2008；颜丹平等，2010；徐杰等，2010)，主要是讨论这次大地震发生的地表地质构造背景、地表破裂调查和对发震断裂模型的种种推断.基于龙门山断裂系主要是由汶川—茂汶逆断层、映秀—北川逆断层、彭县—灌县断裂和龙门山山前隐伏断裂及其相应的推复体组成，亦为巴颜喀拉块体与扬子克拉通的耦合地域.将这次大地震的发震断层，即主震和一系列强余震的发生均归属于地表龙门山断裂系中的某条断裂带，如MS8.0地震的发震断层为龙门山断裂系中的映秀—北川断裂(张培震等，2008；Xu et al.,2009;李海兵等，2010)，而把强余震的发震断层归属于龙门山断裂系中的汶川—茂汶断裂和彭县—灌县断裂等(Zhang et al.,2009;Ma et al.,2009).显然，这仅仅是从表象上基于震中在地表投影位置的推断，即不论是主震也好，强余震也好，它们在地表的投影位置与龙门山断裂系中那一条断层靠近则认为这一条断层即为发震断层.我们不同意这种观点，而是认为:对于发震断层的厘定必须充分认识到强烈地震孕育、发生和发展的深部介质和构造环境及其 深层动力过程.这也就是说：汶川MS8.0大地震和一系列余震的发震断裂不应该分别属于地表的某一条断裂，而应当是在地下震源深处及其周边地带介质属性和力学结构集中的变异地带及其响应，而且应当是一个震源体积.
龙门山推覆构造带在地史期间曾经历了印支期、燕山期和喜山期等多期次构造运动的作用和改造，特别是喜山期强烈的陆-陆板块碰撞和高原的急剧隆升，且在印度洋板块与欧亚板块强烈碰撞、挤压作用下，四川盆地与龙门山断裂系和川西高原深部物质与能量进行着强烈交换，故促使龙门山造山带的形成，且在川西高原内又形成了走向交替的一系列局部构造并构成了该区错综的特异构造格局.基于该区鲜水河断裂带，安宁河—则木河—小江断裂带和龙门山断裂系三者呈“Y”字形展布的活动断裂带所组构的南北地震带主体，而在历史上强裂地震 曾频频发生(图2).为此怎样厘定汶川—映秀MS8.0 大地震发生的发震断裂带则是关系到这次地震形成的机制及其特殊性，即是一个十分重要的科学问题.
 | 图2 南北地震带中段及其相邻地区历史与现今M≥7地震的“震源区”分布图(闻学泽等，2009) Fig.2 A map of the “source areas” of M≥7 historical and modern earthquakeson the middle segment of the North-South Seismic Belt(Wen et al.,2009) |
近年来我国在川、滇地带布设了众多的GPS观测站，并进行了大量的速度场测量.GPS速度场测量数据表明：鲜水河断裂带左旋走滑速率为8~10 mm/a，安宁河—则木河—小江断裂带左旋走滑为5~6 mm/a，而龙门山断裂系却无明显的速率变化，即仅1~3 mm/a(张培震等，2008).显然，龙门山断裂系GPS测量结果表明：地表并没有发生明显的水平向变形(因GPS测量尚给不出垂向变形)，即在这种意义上应属“稳定”地带.
在这次MS8.0强烈地震发生后诸多学者进行了大量的地表地质构造调查并提出北川—彭灌断裂带是一条主要的活动断裂带(Xu et al.,2008)，龙门山地带的杂岩体具有分散性，在安县附近有转折，且为第四纪以来地质构造活动(Burchfiel et al.,2008;Xu et al.,2008;张培震等，2008；Xu et al.,2009;Densmore et al., 2007).显见，地质上推断该处的断裂活动时间尺度确属太长，最近的第四纪活动，其时间尺度亦为1.8 Ma以来，另外在历史上沿龙门山断裂系亦从未发生过7级以上强裂地震(图2)，仅在1958年在北川附近曾发生过一次MS6.2级地震.事实上，若要依据该地区的浅表层过程来量化强烈地震的孕育、发生和发展、乃致预测当必是十 分艰难的.这便告诫人们，汶川—映秀MS8.0大地震的孕育、发生和发展，不可能是浅表层过程或些派生现象造成的.它的发震断裂不应当、也不可能是龙门山断裂系在地表展布的三条断裂带中的某一条断裂所致.
由于地震的“孕育”、发生和发展是非频发性的、各向异性的和非线性的，且发生在数公里到几十公里的深处，震源机制具有极为复杂的物理—力学过程，且为在地壳深处震源区介质破裂所激发的突发性事件.依据地表地质构造调查的事实表明，亦只能认为龙门山地域的浅表层过程近期(指短期和临震地震预测)应属于相对周边为“稳定”地带.可是汶川8级大地震确实就在这里发生了(滕吉文等，2008)!
为此便必然会提出一个问题：为什么地表龙门山断裂系地带地质构造近期(相对于短、临地震预测而言)并不活动，GPS测量的水平向运动亦无异常反映？显然，浅表过程，特别是水平向物质的运动是受到较复杂的综合要素的制约，它不能反映深部物质真实的介质破裂、运移及其深层过程和动力学响应.同时在这一地带当向上和向下物质相向运动尚未达碰撞前，亦未达到一定应力积累强度时，则难以在地表产生明显影响，况且汶川地震乃属一突发事件.为此有理由认为，汶川—映秀MS8.0地震的“孕育”、发生和发展是由于地壳深部物质与能量强烈交换和物质相向(上、下)运动，并强烈碰撞造成的，汶川强烈地震的浅表层过程、特别是水平向物质运动尚不能反映深部的物质真实运移和其动力学响应.为此，这就必须去探索这次地震“孕育”、发生和发展的深部介质和构造环境及其深层过程和力源机制(滕吉文，2001).
松潘—甘孜块体、龙门山造山带和扬子克拉通西北缘正置地表地形高差变异十分显著的地带，即3500±500 m，且龙门山断裂带十分陡峭.而且这里的地壳厚度亦可差达15~20 km(滕吉文等，2008).
由于松潘—甘孜块体与四川盆地在龙门山断裂系地带相对峙，由浅入深均为一个介质属性和结构的强烈变化地带，同时龙门山断裂系又是在巴颜喀拉块体向东南运移，扬子克拉通向西北运移，即为在东南、西北两大块体强力挤压下的受力作用地带.在长时间的挤压作用下、应力集中、深部物质和能量将必在进行着强烈的交换，并促使在这里形成了强烈地震“孕育”、发生和发展的深部空间.为此龙门山造山带近地表物质在水平方向上确难以运动和产生强烈变形.这也正是表征着这一地域GPS测量难以给出水平向物质运动的理由所在.
龙门山造山带为一条走向近NE的大型断裂系，宽近60 km、沿北东向延伸可达500 km左右(震源机制解的破裂长度和地面破裂长度均为300 km左右)(陈运泰，2008)的逆冲—走滑断裂系.为此MS8.0主震的“孕育”和7万多次余震的发生与发展过程决不能简单地从投影在地表的震中位置分布、即依据震中位置在地表距某条断裂带近而来套符其归属于某一条断裂带为发震断裂带的表像认识.这是因为龙门山断裂系中这3条断裂带各自以不同的角度向西北方向下倾，并在深部不均匀与各向异性介质中运行在复杂力系作用下向深处汇聚(图3)，并在15±5 km深处收敛成为一条NE方向的深部剪切断裂带CF(图3中点划线所示).这条深部的汇 聚的断裂带CF即为汶川—映秀MS8.0地震和70000 多次余震的发震断裂带.
 | 图3 龙门山断裂系的各条断裂带西侧与在深部15±5 km处汇聚和发震断裂带的示意图 (a) 断裂构造分布；(b) 深部断裂与发震断裂 Fig.3 Sketch showing 15±5 km deep convergence of individual west-dipping faults in the Longmenshan fault system and seismogenic fault (a) Distribution of faults; (b) Deep faults and seismogenic faults. |
由于该区主震和余震均沿龙门山断裂系呈NE方向展布，且分布在SW向宽度为60~80 km，长近300 km的范围内，而主要集中在宽近30~40 km范围内，即基本上分布在龙门山后山断裂与前山断裂之间.显见，即便是套用与震中位置靠近的断裂亦难以确定它们与地表断裂的归属关系.因为由地表到15±5 km深处龙门山断裂系所辖主震和余震分布地带的介质和结构都是非均匀的，各向异性的和呈非线性变化的.
汶川MS8.0大地震发生后，又发生了7万多次余震，经过对这些地震进行精细定位后，给出了大、小地震震源深度的分布范围.尽管当今地震震源深度定位尚存在一定的误差(5~10 km)，但从众多地震的发生和发展和统计效应来看，还是可以取得一个逼近的结果的.统计结果表明，沿龙门山造山带地带的所有大、小地震的震源深度均分布在5~20 km的深度范围内，而主体上为10~20 km之间，而其 统计峰值为15±5 km，即它们均分布在半径为5 km 左右的一条狭长的柱状震源体积内(图4和图5).
 | 图4 深部15±5 km处汇聚和发震断裂带柱状震源体的示意图 Fig.4 Sketch showing 15±5 km deep convergenceand seismogenic columnar sourceof seismogenic fault |
 | 图5 汶川MS8.0大地震和余震震源深度分布图 (a) 地震震源深度分布剖面；(b) 地震震源深度统计峰值深度分布 Fig.5 The distributional map for depth of focus of major shock and aftershocks of Wenchuan earthquakes (a) Distribution for depth of focus；(b) Distribution of statistical peak depth. |
这与在2008年MS8.0大地震发生后给出的震 源深度结果(朱艾斓等，2008；闻学泽等，2009)与2011年1月中国地震局数据中心等部门确定的震源深度为15 km左右的结论是极为一致的.
为什么在深部汇聚的发震断裂带CF位于地壳深部15±5 km处？这是由于龙门山断裂系在地表分布的3条向西倾的断裂在向深部汇聚时在深度15±5 km处聚焦(这在后面讨论地震成因时还将要进行论述).这便揭示出：在巴颜喀拉块体向ES方向运移进程中，下地壳与上地幔盖层物质沿长期挤压力系作用下的龙门山断裂系断层面向上逆冲，且与由上向下汇聚断裂带CF强烈碰撞，故导致了在深度15±5 km深处发震断裂带CF的形成(图3和图5).
显然这条在15±5 km深处的汇聚断裂带，是不可能与在地表所见龙门山断裂系中各条断裂带各自的规模或宽度一致，而是要比它们各条断裂带的规模均要宽大的一个有限范围的震源体.由于这一深部汇聚的发震断裂带CF规模大，且为一个震源体积，故才可能沿NE方向形成一条长达300 km的强烈破裂带.该破裂带是以15±5 km深度为中心的震源区，并证实了一个以5 km为半径，走向NE的柱状震源体(图4)实际上这一柱状震源体的直径向NE方向在减小.由于这里应力集中，地震释放能量的强度最大、也最多，且向纵向和横向辐射，故这条收敛于15±5 km深处的剪切断裂带CF乃是汶川MS8.0大地震，一系列震级大于5.0级的强余震 和7万多次余震的发震断裂带.因为这些地震均发生在深度为15±5 km深处、即地壳低速层上部的坚硬上地壳介质中(滕吉文，2001；陈运泰，2008；滕吉文等，2008；Wang et al.,2007;朱介寿，2008；滕吉文等，2009).
青藏高原东北缘是印度洋板块与欧亚板块、即 两陆-陆碰撞、长期挤压，而作用力系由近北东—北东东、乃至东南方向转换的重要场所，是高原东部深部壳、幔物质向东或东南流展的汇聚地域.由于受到东侧的扬子克拉通、东北侧的华北陆块和阿拉善陆块的阻隔以及东北缘柴达木盆地、松潘—甘孜地块的挤压和强烈变形，故形成了东南部龙门山断裂系、北部的祁连山造山带和东北缘的昆仑—西秦岭造山带等走向各异的青藏高原东北缘构造域.因此，松潘—甘孜与龙门山断裂系及扬子克拉通西北部的四川盆地乃是中国大陆东西与南北复杂构造的结合部和重要的构造变异地带.这里构造运动和地震强烈活动，且聚集了丰富的矿产资源，故充分体现了其深部物质与能量尚在进行着强烈交换.青藏高原东北缘和川滇西部地域深部物质向南或向东南方向的强烈流展共同反映了块体的向南和向东南运动(熊熊和滕吉文，2002；滕吉文，1996a，b).它们的强烈滑动亦共同反映了喜马拉雅弧形造山带的“东构造结”地带壳、幔物质的重新分异、调整和强烈交换与在大型走滑断裂带为通道边界的物质运移(滕吉文等，2006).
自冈瓦纳古陆解体以后，除一部分物质尚残留在南极外，其它各块体均纷纷向北东方向运移，并在60 Ma前后与欧亚板块碰撞，最后挤没了古地中海而形成了当今的这种地貌景观与地质构造格局.
由于冈瓦纳古陆的解体和印度洋中脊的扩张，使得印度洋板块分块向北漂移，并在两陆-陆板块碰撞和挤压作用下，形成了沿喜马拉雅弧形造山带和一系列向南凸出的弧形构造体系(滕吉文，1996a，b；滕吉文等，2006).在喜马拉雅造山带的西端形成了“西构造结”，在东端形成了“东构造结”，它们分别似“尖楔”向北插入青藏高原的东北缘和西缘.当“东构造结”向高原北东方向“插入”时，迫使高原东北缘的松潘—甘孜地带构造强烈活动和变形，同时导致深部物质绕过该构造区运动，并形成了一系列北西向和北北西向的大型走滑断裂系.这便为高原深部物质的流展提供了通道和通道边界.
 | 图6 巴颜喀拉块体—龙门山造山带—四川盆地地带地壳与上地幔平均结构剖面示意图 O,O′:震源点；SC:上地壳；LVL:地壳低速层；LC:下地壳；Moho：地壳底界面；UMC：上地幔盖层；LMSF: 龙门山断裂带； AST：软流圈；1,2为在四川盆地软流圈深度的两种方案 Fig.6 Schematic diagram for average structure of crust and upper mantle along the profile from Bayan Har block-Longmenshanorogenic-Sichuan basin. O,O′: Source points; SC: Upper crust; LVL:Low velocity layer of crust; LC: Lower crust; UMC: Covering strata of upper mantle;LMSF:Longmenshan fault; ASF: Asthenosphere; 1,2 deep of Asthenosphere by two program in Sichuan basin. |
关于青藏高原深部物质的向东、转而向东南运移和下地壳物质流动已有不少讨论(苏有锦和秦嘉政，2001；Wang et al.,2001;Beaumount et al.,2004;Meng et al.,2005;Clark et al,2005；Burchfiel et al.,2008;颜丹平等，2010)，这些讨论均集中在推断下地壳物质的流动，这显然缺乏必要条件和充分条件.基于青藏高原东北部和川西、滇西地域的地壳与上地幔精细结构研究可以得到该研究区的地壳与上地幔介质的分层结构(孙克忠和滕吉文，1995；滕吉文，1996a，b；徐杰等，2000；滕吉文，2001；Wang et al.,2003;滕吉文等，2006;Wang et al.,2007;Densmore et al.,2007;陈运泰,2008；朱介寿，2008；滕吉文等，2008；朱艾斓等，2008；Ma et al.,2009;Hubbard and Shaw,2009;Peng et al.,2009;Zhang et al.,2009;闻学泽等，2009；滕吉文，2010；李海兵等，2010；颜丹平等，2010；滕吉文等，2010；Zhang et al.,2010)(表1，图6).
(1)松潘—甘孜块体，龙门山造山带，扬子克拉通西北缘(四川盆地)地壳与上地幔分层结构参数如表1.
|
表1 研究区地壳与地幔速度结构分布 Table 1 The velocity structure of the crust and mantle in researched region |
(2)青藏高原下地壳流尚缺乏物理依据和边界条件
由高精度的人工源深部地震探测、大地电磁测深和密度结构可见(滕吉文等，2008)，高速的下地壳物质在上地壳与上地幔盖层坚硬物质夹持下，难以运动，即不具备可使下地壳运移的边界条件.基于物理学或力学的基本原理，一个软弱的下地壳与扬子克拉通西北缘四川盆地高速、高阻和高密度“刚性”物质相撞击时，难以碰撞出一个MS8.0大地震.
一个MS8.0大地震，几十次4.5～6.5的强烈余震和7万多次余震不可能在地壳低速层附近发生，并沿龙门山断裂系形成一条深达40 km，且长达300 km的NE向破裂带，即不可能在软弱流动的下地壳中发生.
(3)壳、幔精细结构与壳、幔物质运移的滑动界面
在巴颜喀拉块体和青藏高原东北缘地壳中20～ 25 km深处存在一低速层(低阻层)，它与该区上地壳解耦，且在龙门山造山带地域尖灭，并构成了一个深部壳、幔高速物质向东与向东南运移的上滑移面，即第一滑动界面.依据地震面波、电性结构展布，该区上地幔软流圏埋深在100±10 km，且向东与东南抬升减溥，并构成了该区壳、幔高速度物质动运动的下滑移面，即第二滑动界面.近来有人从接收函数的反演结果认为，四川盆地的软流圈顶部可能要比巴颜喀拉块体深(孙克忠等，1995；滕吉文，2010)(如图6中点划线所示位置).若是这样，则巴颜喀拉块体在龙门山断裂系附近受到四川盆地高速上地幔盖层的阻隔时，亦必沿龙门山断裂系向上逆冲.这第二滑移面即为岩石圈物质漂曳的上地幔软流圈顶面.这便表明：实际上应为下地壳和上地幔盖层物质以上、中地壳中埋深为20～25 km的低速层、低阻层为第一滑脱面，以上地幔软流圈顶面(深度为100±10 km)为第二滑脱面，且在印度洋中脊扩张和板块运动的驱动下壳、幔物质向东运移(小部分物质向西运移)，故构成了高原深部物质在两陆-陆板块碰撞、挤压作用下，并以55 mm/a的速率向北运移，而东构造结则似一“尖楔”向高原东北缘插入，导致了一系列大型走滑断裂的形成、且向东南弯转.青藏高原腹地物质不仅受到NS向的强烈挤压，同时还伴随着EW向的拉张；不仅造成了以90°E为轴线的以西地域一系列NS向大型张性断裂，而且促使高原腹地下地壳和上地幔盖层物质的向E与ES运动.在壳、幔物质向E与ES运移过程中则呈同步运动(滕吉文等，2008).
(4)高原深部物质运移的通道
这些深部物质在“东构造结”向北东方向“插入”时，以其东缘的一系列大型走滑断裂为界带并在平面上形成了几路通道，在其东部受到四川盆地深部坚硬壳、幔物质的阻隔下而对峙，并造成物质运移转向.这表明：青藏高原和川滇地域深部物质向南和向东南方向的强烈运动共同反映了块体的向南和向东南方向运动的同步响应(Densmore et al.,2007;Meng et al.,2005).它们的强烈滑动则共同反映出喜马拉雅造山带“东构造结”地带壳、幔物质与能量的强烈交换和其对周边地域物质运移、不均匀变形和运动方向与规模的制约.在青藏高原深部壳、幔物 质向E与ES运移进程中，可分为3条通道(图7)，即：
 | 图7 青藏高原东北缘深部物质运移路线图 Fig.7 The route map for deep matter movement |
(1)以海源断裂(NWW向)与东昆仑断裂带(NWW向)为边界的通道，深部物质呈SEE向运移，且部分受到东部鄂尔多斯陆块西南段的阻隔后却与西秦岭造山带物质汇合、并相贯通，故通道逐向东收敛.秦岭—大别造山带则将中国东部分为南、北两部.
(2)以东昆仑断裂带(NWW向)与鲜水河断裂带(NW向)为边界的通道，深部物质向SE方向运移，且逐发散，在整体上受到四川盆地“刚性”的物质阻隔下，并迫使部分深部物质转向，即向东南或向南流展.
(3)沿鲜水河断裂带(NW向)以南的菱形块体为向SSE方向运移.由此可见，青藏高原深部壳、幔物质的确存在着运移，但却决不是下地壳流(Wang et al.,2001;Beaumount et al.,2004;Clark et al.,2005;Meng et al.,2005;滕吉文等，2006；颜丹平等，2010；滕吉文等，2012)，而且因为我们所讲的壳、幔物质运移是具有严格的物理—力学边界条件和运移轨迹的，故才能构成该区壳、幔物质有序的运动和应力的集中.
在印度洋板块与欧亚板块，即两陆-陆板块NS向碰撞、挤压和EW向拉张力系共同作用下，青藏高原东部下地壳与上地幔盖层物质呈整体同步运移，且在这一相对于龙门山断裂系和四川盆地壳、幔介质整体较软弱的松潘—甘孜地域继续并逐抬升(垂向变形).由于在向E和ES方向运移进程中又受到其东南侧扬子克拉通西北部四川盆地岩石圈高速、高阻和高密度坚硬物质的阻隔，故才使得在松潘—甘孜块体与四川盆地之间形成了强烈的挤压，并构成了物质与能量强烈交换和应力在这里不断积累的深部动力作用的力源环境.
(1)由于龙门山断裂系NW方向的深部下地壳和上地幔盖层的深部物质向东南方向运移，而其顶部滑移面为上、中地壳中的低速层.该低速层又与上地壳物质解耦，即上地壳物质并未参与深部物质在水平方向的运移和动力作用过程，而是以滑移面为界带产生拆离，所以地表浅层物质未能产生物质的大规模横向运动或活动.
(2)上、下两滑移面之间的固态物质，即下地壳与上地幔盖层物质在四川盆地深部壳、幔“刚性”物质的强力阻隔下不能再向东南方向“挺进”，而迫使其整体沿两滑移面，并沿龙门山断裂系陡立的断层面(断层面上附着被挤压出来的液态物质)为通道向上运动(图8).待向上运移的物质与龙门山断裂系的3条断裂带向下在深部15±5 km处汇聚的深层发震断裂带CF附近强烈(图3、图4)相碰撞，即在深处向上作用的推覆剪切力作用下，应力高度集中，为强烈地震的发生提供了空间和储集了能量.显然下地壳流在受到龙门山断裂系阻隔时不可能取得这样强烈地震(MS8.0)发生的效应.
 | 图8 汶川MS8.0地震形成与深部物质运移模型 (a)壳、幔物质相向运动轨迹; (b)强烈碰撞与地震的发生 Fig.8 Model for the Wenchuan MS8.0 strong earthquake and deep material motion (a) Lous for oppsite motion of crust and upper mantle; (b) MS8.0 earthquake occurrence by strong collision. |
(3)由以上讨论可知，汶川—映秀8.0级大地震的主震、强余震和70000多次余震的发生和发展属于两大不同物理属性块体之间的相向“撞击”的产物.由于8.0级主震和7万余次余震(其中有30多次强余震)均发生在深部15±5 km深度范围内(图5)，为与地表龙门山断裂系中3条西倾断裂向下延伸并共同汇聚构成的震源体内，即为一个统一的破裂体积.在地表的震中位置均聚集在宽30～40 km的范围内，且向NE方向延伸300 km左右.由于震源深处所发生的地震和其能量在向上辐射时便随机地限定在这一震源体积链内的不同部位(另外当今确定震参数的误差还尚处在5~10 km之间).所以不能说汶川地震的发生应该属于地表龙门山断裂系中3条断裂带中的哪一条.
(4)由于深部断裂汇聚处为一条较宽的剪切断裂带(与地表断裂带相比)，当下地壳与上地幔盖层物质同步向上运移(图8)，而3条以不同角度西倾的断裂向下汇聚时(图3)，二者强烈碰撞与错动(图8)，故沿龙门山断裂系连续呈现出阶状近同步错动的5个大于7.0级的地震并共同组构了一条长达300 km的破裂带、且呈一不连续的破裂链状展布(滕吉文，2010).这便揭示出：在如此复杂的深层过 程和动力机制制约下，才导致了汶川—映秀这次8.0 级大地震在这一特异的深部空间环境中孕育和发生.
汶川8.0大地震的孕育、发生和发展充分证明，浅表层过程和当今的GPS变形速率测量尚难以对 强烈地震活动，特别是在其发生的前期，即对短、临预测做出必要的反响；由于这是震源区介质在力源作用下的深层物理属性与结构的变异所致.为此必须深化研究和探索这一地震“孕育”、发生和发展的深部介质和构造环境与其深层动力过程.
(1)汶川—映秀MS8.0大地震的发震断裂带不是龙门山断裂系在地表展布的某条断裂所致，亦非近地表浅层过程或派生现象所能解释的.显然发震断裂乃龙门山断裂系3条西倾并向深处汇聚的断裂带CF，即15±5 km深处的汇聚断裂带CF乃这次 8.0大地震和7万多次余震的发震断裂.该发震断 裂带为一半径5 km左右的柱状震源体积，且沿NE方向展布.
(2)在两陆-陆板块碰撞、挤压和相互运动的基础上，地壳中20±5 km深处的低速层与上地壳解耦，并构成下地壳和上地幔盖层物质同步运动的上滑移面.岩石圈板块漂曳的上地幔软流圈顶部为其下滑移面，故才使得下地壳与上地幔盖层物质向东南同步运动，并沿陡峭的龙门山断裂系断层面向上逆冲.显然汶川—映秀MS8.0大地震的孕育、发生决非低粘滞系数的下地壳流所能产生的效应，况且下地壳流并不具有力学上的边界条件.
(3)龙门山3条西倾断裂向深部汇聚和巴颜喀拉块体向东南运动、抬升、逆冲，且二者在深度15±5 km处强烈碰撞造成了这次8.0级大地震的发生，并导致了地表一系列派生现象的展布.这便表明，对强烈地震孕育、发生和发展的深层动力过程研究的重要性、即必须集中于在力源作用下，震源区和其周边地带物质的重新分异、调整和深部物质与能量的交换，且必须十分重视其深层介质结构、破裂和变形的物理—力学过程与动力学机制.显然，越过地平线去“抚摸”地震震源区及其周边地域的介质与结构的“脉博”，把握其介质的微破裂，破裂过程乃致“破裂链”的形成确是十分关键的.为此，在今后地震预测的研究中，必须十分重视地震“孕育”、发生与发展的介质和构造环境及其深层动力过程的研究和探索，以达深化认识地震形成的空间环境和动力机制，并逐步向地震发生时间、强度和地点的预测逼近(滕吉文，2010).
| [1] | Beaumount C, Jamieson R A, Ngugen M H, et al. 2004. Crustal channel flows: 1. Numerical models with applications to the tectonics of the Himalayan—Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research, 109: B06406, doi:10.1029/2003JB002809. |
| [2] | Burchfiel B C, Rogden L H, Van der Hilst R D, et al. 2008. A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008, Sichuan, People's Republic of China. GAS Today, 18(7): 4-11, doi: 10. 1130/GSATG18A.1. |
| [3] | Chen Y T. 2008. On the magnitude and the fault length of the great Wenchuan earthquake. Science & Technology Review (in Chinese), 26(10): 26-27. |
| [4] | Clark M K, Bush J W M, Royden L H. 2005. Dynamic topography produced by lower crustal flow against rheological strength heterogeneities bordering the Tibetan Plateau. Geophys. J. Int., 162(2): 575-590, doi: 10.1111/j. 1365-246X. 2005.02580.x. |
| [5] | Densmore A L, Elis M A, Li Y, et al. 2007. Active tectonics of the Beichuan and Pengguan faults at the eastern margin of the Tibetan Plateau. Tectonics, 26(4): 1-17, doi: 10.1029/2006TC001987. |
| [6] | Hubbard J, Shaw J H. 2009. Uplift of the Longmen Shan and Tibetan plateau, and the 2008 Wenchuan (M=7.9) earthquake. Nature, 458(7235): 194-197, doi: 10.1038/nature07837. |
| [7] | Jamieson R A, Beaumont C, Medvedev S, et al. 2004. Crustal channel flows: 2. Numerical models with implications for metamorphism in the Himalayan—Tibetan orogen. Journal of Geophysical Research,109: B06407. |
| [8] | Li H B, Si J L, Pei J L, et al. 2010. Investigating the surface rupture process of the Wenchuan earthquake (MS8.0). Quaternary Sciences, 30(4): 677-698. |
| [9] | Ma Y S, Long C X, Tan C X, et al. 2009. Co-seismic faults and Geological Hazards and incidence of active fault of Wenchuan MS8.0 earthquake, Sichuan, China. Acta Geological Sinica-English Edition, 83(4):713-723,doi:10.1111/j.1755-6724.2009.00094.x. |
| [10] | Meng Q R, Wang Erchie, Hu J M. 2005. Mesozoic sedimentary evolution of the northwest Sichuan basin: implication for continued clockwise rotation of the South China block. Geological Society of America Bulletin,117(3-4):396-410,doi:10.1130/B25407.1. |
| [11] | Peng H, Ma X M, Jiang J J. 2009. Process analysis of In-situ strain during the MS8.0 Wenchuan earthquake-data from the stress monitoring station at shandan. Acta Geological Sinica-English Edition, 83(4):754-766,doi:10.1111/j.1755-6724.2009.00099.x. |
| [12] | Su Y J, Qin J Z. 2001. Strong earthquake activity and relation to regional neotectonic movement in Sichuan-Yunnan region. Earthquake Research in China, 17(1): 24-34. |
| [13] | Sun K Z, Teng J W. 1995. The velocity distribution in the crust and upper mantle beneath the Xizang (Tibetan) Plateau from long period surface waves. Acta Geophysica Sinica, 25(Sup. I): 42-53. |
| [14] | Teng J W. 2001. The exchange of substance and energy, different sphere coupling and deep dynamical process within the earth. Earth Science Frontiers, 8(3): 1-8. |
| [15] | Teng J W. 2010. Ponder and research on the genesis and occurrence of strong earthquakes and the prediction of their place, time and intensity. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(8): 1749-1766. |
| [16] | Teng J W, Bai D H, Yang H, et al. 2008. Deep processes and dynamic responses associated with the Wenchuan MS8.0 great earthquake of 2008. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(5): 1385-1402. |
| [17] | Teng J W, Ruan X M, Zhang Y Q, et al. 2012. The stratificational velocity structure of crust and covering strata of upper mantle and the orbit of deep interaquifer substance locus of movement for Tibetan Plateau. Acta Petrologica Sinica, 28(12): 4077-4100. |
| [18] | Teng J W, Wang Q S, Wang G J, et al. 2006. Specific gravity field and deep crustal structure of the 'Himalayas east structural knot’. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 49(4): 1045-1052. |
| [19] | Teng J W, Yang H, Zhang H S, et al. 2010. Wenchuan MS8.0 earthquake, fine velocity structures of the lithosphere and dynamical mechanism. Quaternary Sciences, 30(4): 637-651. |
| [20] | Teng J W, Zhang Y Q, Yan Y F. 2009. Deep process of the rupture of strong earthquakes and exploration for the impending earthquake prediction. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(2): 428-443. |
| [21] | Teng J W, Zhang Z J, Hu J F, et al. 1996a. Physical-Mechanical mechanism for the whole uplifting of the Qinghai-Xizang Plateau and the lateral shortening and vertical thickening of the crust. Geological Journal of China Universities, 2(2): 121-133. |
| [22] | Teng J W, Zhang Z J, Hu J F, et al. 1996b. Physical-Mechanical mechanism for the whole uplifting of the Qinghai-Xizang Plateau and the lateral shortening and vertical thickening of the crust. Geological Journal of China Universities, 2(3): 307-323. |
| [23] | Wang C Y, Chan W W, Monney W D. 2003. Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in South Western China and its tectonic implications. Journal of Geophysical Research, 108(B9): 2442, doi: 10.1029/2002JB001973. |
| [24] | Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T, et al. 2001. Present-today crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements. Science, 294(5542): 574-577, doi: 10. 1126/science. 1063647. |
| [25] | Wang W X, Sun W K, Jiang Z S. 2010. Comparision of fault models of the 2008 Wenchuan earthquake (MS8.0) and spatial distributions of co-seismic deformations. Tectonophysics, 2010. 491(1-4): 85-95, doi: 10. 1016/j. tecto. 2009. 08. 035. |
| [26] | Wang C Y, Han W B, Wu J P, et al. 2007. Crust structure beneath the eastern margin of the Tibetan plateau and its tectonic implications. Journal of Geophysical Research, 112(B7): B07307, doi:1029/2005JB003873. |
| [27] | Wen X Z, Zhang P Z, Du F, et al. 2009. The background of historical and modern seismic activities of the occurrence of the 2008 MS8.0 Wenchuan, Sichuan, earthquake. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(2): 444-454. |
| [28] | Xiong X, Teng J W. 2002. Study on crustal movement and deep process in Eastern Qinghai-Xizang Plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 45(4): 507-515. |
| [29] | Xu J, Gao X L, Zhou B G, et al. 2010. The seismogenic structure of the 2008 Wenchuan MS8.0 earthquake: A newly generated deep fault in the crust along the Longmen mountains fault zone in the shallow subsurface. Earth Science Frontiers, 17(5): 117-127. |
| [30] | Xu X W, Yu G H, Chen G H, et al. 2009. Parameters of coseismic reverse-and oblique-slip surface ruptures of the 2008 Wenchuan earthquake, eastern Tibetan plateau. Acta Geologica Sinica, 83(4): 673-684. |
| [31] | Xu Z Q, Ji S C, Li H B, et al. 2008. Uplift of the Longmenshan range and the Wenchuan earthquake. Episodes, 31(3): 291-301. |
| [32] | Yan D P, Li S B, Cao W T, et al.2010. Multi-layer detachment crustal structure in the Longmen Mountains: Evidences from neo-tectonic deformation and geophysical data. Earth Science Frontiers, 2010, 17(5):106-116. |
| [33] | Yin A. 2010. A special issue on the Great 12 May 2008 Wenchuan earthquake (MW7.9): Observations and unanswered questions. Tectonophysics, 491(1-4): 1-9, doi: 10.10 16 / j. tecto.2010. 05. 019. |
| [34] | Zhang P Z, Xu X W, Wen X Z, et al. 2008. Slip rates and recurrence intervals of the Longmen Shan active fault zone, and tectonic implications for the mechanism of the May 12 Wenchuan earthquake, 2008, Sichuan, China. Chinese Journal of Geophysics, 51(4): 1066-1073. |
| [35] | Zhang Y Q, Dong S W, Yang N. 2009. Active faulting pattern, present-day tectonic stress field and block kinematics in the east Tibetan Plateau. Acta Geologica Sinica, 83(4): 694-712, doi:10.1111/j.1755-6724.2009.00093.x |
| [36] | Zhang Z J, Yuan X H, Chen Y, et al. 2010. Seismic signature of the collision between the east Tibetan escape flow and the Sichuan Basin. Earth and Planetary Science Letters, 292(3-4): 254-264, doi:10.1016/j.epsl.2010.01.046. |
| [37] | Zhu A L, Xu X W, Diao G L, et al. 2008. Relocation of the MS8.0 Wenchuan earthquake sequence in part: preliminary seismotectonic analysis. Seismology and Geology, 30(3): 759-767. |
| [38] | Zhu J S. 2008. The Wenchuan earthquake occurrence background in deep structure and dynamics of lithosphere. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 35(4): 348-356. |
| [39] | 陈运泰. 2008. 汶川特大地震的震级和断层长度. 科技导报, 26(10): 26-27. |
| [40] | 李海兵, 司家亮, 裴军令等. 2010. 汶川地震(MS8.0)地表破裂过程探讨. 第四纪研究, 30(4): 677-698. |
| [41] | 苏有锦, 秦嘉政. 2001. 川滇地区强地震活动与区域新构造运动的关系. 中国地震, 17(1): 24-34. |
| [42] | 孙克忠, 滕吉文. 1995. 由长周期地震面波研究西藏高原地区地壳和上地幔的速度分布. 地球物理学报, 28(增刊I): 42-53. |
| [43] | 滕吉文. 2001. 地球内部物质、能量交换与资源和灾害. 地学前缘, 8(3): 1-8. |
| [44] | 滕吉文. 2010. 强烈地震孕育与发生的地点、时间及强度预测的思考与探讨. 地球物理学报, 53(8): 1749-1766. |
| [45] | 滕吉文, 白登海, 杨辉等. 2008. 2008汶川MS8.0强烈地震发生的深层过程和动力学响应. 地球物理学报, 51(5): 1385-1402. |
| [46] | 滕吉文, 阮小敏, 张永谦等. 2012. 青藏高原地壳与上地幔成层速度结构与深部层间物质的运移轨迹. 岩石学报, 2012, 28(12): 4077-4100. |
| [47] | 滕吉文, 王谦身, 王光杰等. 2006. 喜马拉雅“东构造结”地区的特异重力场与深部地壳结构. 地球物理学报, 49(4): 1045-1052. |
| [48] | 滕吉文, 杨辉, 张洪双等. 2010. 汶川—映秀8.0级大地震的发生与岩石圈精细速度结构和动力机制. 第四纪研究, 30(4): 637-651. |
| [49] | 滕吉文, 张永谦, 闫雅芬. 2009. 强烈地震震源破裂和深层过程与地震短临预测探索. 地球物理学报, 52(2): 428-443. |
| [50] | 滕吉文, 张中杰, 胡家富等. 1996a. 青藏高原整体隆升与地壳短缩增厚的物理-力学机制研究(上).高校地质学报, 2(2): 121-133. |
| [51] | 滕吉文, 张中杰, 胡家富等. 1996b. 青藏高原整体隆升与地壳短缩增厚的物理力学机制研究(下). 高校地质学报, 2(3): 307-323. |
| [52] | 闻学泽, 张培震, 杜方等. 2009. 2008年汶川8.0级地震发生的历史与现今地震活动背景. 地球物理学报, 52(2): 444-454. |
| [53] | 熊熊, 滕吉文. 2002. 青藏高原东缘地壳运动与深部过程的研究. 地球物理学报, 45(4): 507-515. |
| [54] | 徐杰, 高祥林, 周本刚等. 2010. 2008年汶川8.0级地震的发震构造: 沿龙门山断裂带新生的地壳深部断裂. 地学前缘, 17(5): 117-127. |
| [55] | 颜丹平,李书兵,曹文涛,等.2010.龙门山多层分层拆离地壳结构:新构造变形与深部构造证据.地学前缘(中国地质大学(北京)；北京),17(5):106-116. |
| [56] | 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. 地球物理学报, 51(4): 1066-1073. |
| [57] | 朱艾斓, 徐锡伟, 刁桂岭等. 2008. 汶川MS8.0地震部分余震重新定位及地震构造初步分析. 地震地质, 30(3): 759-767. |
| [58] | 朱介寿. 2008. 汶川地震的岩石圈深部结构与动力学背景. 成都理工大学学报(自然科学版), 35(4): 348-356. |