汶川M_S8.0地震是有地震历史记录以来首次发生在大陆内部的高角度逆冲型8级以上强震(张培震等，2009).绝大多数的逆冲型8级以上强震主要发生在海洋板块边界的俯冲带上，或发生在大陆碰撞的缓倾角(< 20°)逆冲推覆断裂带上(张培震等，2009)，而汶川地震地表破裂带在地表处的倾角高达70°~80°(李勇等，2008；徐锡伟等，2008).震后针对汶川地震的动力学机制开展了许多研究，讨论了汶川地震中的地壳缩短现象对青藏高原东北缘新生代构造变形机制中的脆性地壳增厚模型(Tapponnier et al., 2001)的支持(Judith and John， 2009)，汶川地震孕育的多单元组合模式(张培震等，2009)，龙门山深部20 km深度附近的低速低阻层有可能是汶川地震的底部滑脱带(滕吉文等，2008；朱介寿，2008；刘启元等，2009)，横跨龙门山断裂带的震间形变特征(杜方等，2009)等.

现场科考(李勇等，2008；徐锡伟等，2008)、震源机制解(胡幸平等，2008；张勇等，2009)和震源破裂过程反演(王卫民等，2008；张勇等，2008)显示，汶川地震的初始破裂为纯逆冲型，之后整个断层滑动以逆冲为主、兼具右旋走滑分量.同震断层滑动反演进一步给出了汶川发震断层破裂滑动量的空间分布(Shen et al., 2009；Wang et al., 2011).汶川地震滑动量最大的区域位于地表附近2~3 km深度范围，这与常见的板内逆冲强震的滑动分布形态存在差异，多数板内逆冲强震的最大滑动量并不位于近地表(Fialko et al., 2005；Wang et al., 2011)；同时，破裂滑动量在龙门山底部近水平向断裂面上的分布延伸到五六十公里长，在发震断层深部，还存在滑动量的局部峰值区域(Wang et al., 2011).

汶川地震破裂滑动量随深度分布形态的形成原因，目前讨论不多.Wang等(2011)通过历史地震初步整理，认为近地表高滑动量可能和区域内无地表破裂的前期地震有关，但没有结合断层产状等作进一步的说明；陶玮等(2011)通过模拟实验提出，铲形断层的逆冲破裂一旦达到地表，其最大同震位错就会位于断层出露地表处；张竹琪等(2010)讨论了发震断层倾角随深度的变化对同震水准变形的影响，认为深部低角度断层和浅部高角度断层的二元结构在汶川孕震机理中有重要作用，但没有对近地表倾角在孕震和破裂滑动中的作用做进一步的讨论.

汶川发震断层近地表高达70°以上的倾角对孕震和破裂有何影响，什么情况下铲形断层的逆冲破裂滑动量峰值会位于地表附近一定深度范围，本文尝试通过有限元模拟实验来探讨这些问题.有限元模拟实验基于摩擦机制讨论成熟断层在已有断裂面上的破裂和滑动，以断裂面上摩擦力与压力的比值作为断层沿线破裂危险程度的量化指标，讨论底部滑脱、产状形态以及前期地震等对断层孕震和破裂的可能影响.

NE向的龙门山断裂带正面承受巴颜喀拉块体SE向的挤出压力，以大型陆内逆冲为主要特征，空间上具有明显的分段性，中段以逆冲为主，向西南和东北则带有相应的左旋和右旋走滑(唐荣昌和韩渭宾，1993；邓起东等，1994).汶川地震发生在龙门山断裂带中段和东北段的北川—映秀断裂和灌县—江油断裂上，逆冲为主，越往东北方向右旋走滑分量越大.地表破裂带考察显示，北川—映秀破裂带由映秀虹口段、龙门山镇至清平段和北川南坝段三条主要次级破裂带侧列而成，映秀—虹口以纯逆冲为主，龙门山镇—清平以逆冲为主，兼有右旋走滑，北川—南坝的右旋走滑量大于逆冲分量(徐锡伟等，2008).

可见，从动力学背景到地震破裂，北川—映秀断裂映秀至清平段基本符合平面应变的假设条件，断层承受垂直于断层走向的挤压，最终发生逆冲滑动.平面应变也是目前龙门山断裂带中段动力学机制数值模拟的常用方式(朱守彪和张培震，2009；陶玮等，2011)，因此，本文以北川—映秀断裂映秀至清平段破裂为对象，建立平面应变有限元数值模型.模型的几何参数和边界约束等如图 1所示，模型设计依据如下：

(1)断裂面视为地壳内已存在的缺陷，引入带摩擦机制的接触单元来描述(Wriggers，2006).由于龙门山断裂带20 km深度附近有近水平向的低速低阻层(吴庆举和曾融生，1998；滕吉文等，2008；朱介寿，2008；刘启元等，2009)，而汶川地震初始破裂点最深可能也在19 km左右(刘启元等，2008)，因此，以19 km深度为界，把断裂面划分成浅部断层和底部断层两个部分.通过对两部分断层摩擦机制和参数的单独设定，使两部分断层的破裂滑动规律可以存在一定差异，从而可以通过底部断层来讨论底部 滑脱(滕吉文等，2008；Wang et al., 2011)的可能影响.

(2)深度在19 km以上的断裂面设为浅部断层，有静摩擦限，即静摩擦系数大于动摩擦系数，剪力超过静摩擦力，断层才会滑动.应用考虑速率和状态影响的库伦摩擦模型，即实际滑动摩擦系数和断层是处于闭锁或滑动的哪一种状态，以及断层面两侧的相对速度有关.以两端点带切向角度的自然样条曲线来模拟龙门山断层上陡下缓倾角渐变的铲形产状(张伟等，2012)，两端点的切向角度分别代表近地表倾角和底部倾角.由于两个端点以及两个端点的切向角度可以唯一确定一条自然样条曲线，因此可以通过两端点切向角度的变化来调整浅部断层的近地表倾角、底部倾角和上陡下缓的程度.

(3)深度在19 km以下的断裂面设为底部断层.地球物理和地震学研究(滕吉文等，2008；朱介寿，2008；刘启元等，2009；Wang et al., 2011)表明，龙门山地区底部断裂面近水平向，因此以低倾角的直线来模拟底部断层的产状.底部断层的摩擦机制作简化设计，不设静摩擦限，静摩擦系数、动摩擦系数和实际滑动摩擦系数一致.在讨论底部滑脱(滕吉文等，2008；Wang et al., 2011)时，通过设置较低的摩擦系数，使其便于在边界条件下产生接触面的滑脱.

(4)巴颜喀拉块体对龙门山断裂带的南东向挤压用模型南东侧水平向固定、北西侧水平挤压使得模型水平缩短来描述：在施加重力的同时，在模型北西侧施加压力或位移，使模型发生水平缩短，缩短量为L_m，L_m是模型所受边界挤压的强度量值.在讨论底部滑脱时，则根据需要分别对底部断层以上的上层地壳和底部断层以下的下层地壳施加不同的水平挤压，使底部断层发生所需的滑脱.

模拟过程中，对模型的物性参数设计如下：

(1)因龙门山地区地壳厚度40 km以上(宋鸿彪，1994)，是具有较高强度的变质杂岩体(张培震等，2008)，因此把模型的深度设为40 km，控制在中上地壳范围内，岩体材料保持为弹性.参考龙门山地区地球物理资料(滕吉文等，2008；朱介寿，2008；刘启元等，2009；朱守彪和张培震，2009)，杨氏模量取7×10⁴ MPa，密度取2.7×10³ Kg·m^-3，泊松比取0.2，重力加速度取9.8 m·s^-2.

(2)浅部断层的库伦模型摩擦本构关系为：μ=μ₀+μ₀(a－1)e^－bV，其中，μ为滑动时的实际摩擦系数，μ₀为完全滑动时的理想动摩擦系数，aμ₀为静摩擦系数，a为静摩擦系数与理想动摩擦系数之比，V为接触面相对速度，b为实际摩擦系数随接触面相对速度V的衰减系数，b越大摩擦系数下降越快.在本文实验中，a和μ₀的作用相近，因此，经试验，本文取a=1.05，主要通过μ₀的设置来控制断层活动.引入速率V可让断层状态切换更平缓，b值对本文数值结果影响不大，一般取b=5，在长期挤压破裂实验中取b=0.

(3)底部断层的摩擦本构关系进一步简化为：μ=μd，即静摩擦系数、动摩擦系数、实际摩擦系数均为同一固定值，摩压比超过μ_d，断层就开始滑动.一般取μd=μ₀，使底部断层和浅部断层的动摩擦系数一致.在讨论底部滑脱时，则通过试验取较低的μ_d，使得底部断层接触面上下的地壳能在边界条件下发生滑脱.

设定∠A和∠B为70°和3°，底部断层倾角∠C则分别取0°、3°到15°，试验结果显示，在相同L_m加载下，底部断层倾角在这个范围内变化时，浅部断层破裂危险分布的整体形态没有本质变化；底部断层倾角更大时，浅部断层下半部的破裂危险会有所上升，即底部断层倾角越高，对浅部断层下半部的促震作用越强.

设定∠A和∠C为70°和3°不变，浅部断层底部倾角∠B分别取3°、6°到15°，加载相同的L_m.试验结果显示，当底部倾角在此范围变动时，随着底部倾角变大，浅部断层中部和下部的破裂危险会略有上升，但浅部断层的破裂危险分布形态也没有本质变化.由于∠B和∠C影响较小且有规律，因此后续实验中，统一设定∠B和∠C为3°.

∠A分别取50°、55°、60°、65°、70°、75°，∠B和∠C为3°，其他参数如图 1，得到一系列不同近地表倾角的铲形断层模型，这些铲形断层倾角随深度的变化如图 2所示.这样构造得到的铲形断层，断层倾角均随深度呈现单向变化，在空间中的形态是相仿的.不同近地表倾角铲形断层之间，随着近地表倾角变小，断层产状的上陡下缓变化程度也有一定减弱.

图 1

Fig. 1

图 1 北川—映秀断裂中段深部构造剖面有限元几何模型 模型为北川—映秀断裂中段垂直剖面，模型总长100 km，自地表至地下40 km.模型南东侧固定水平自由度， 40 km深下边界固定上下自由度.∠A、∠B分别为浅部断层近地表处和底部的倾角，∠C是底部断层的倾角. Fig. 1 Geometry of the middle of the Beichuan-Yingxiu fault used for the finite element model The model is a vertical profile across the middle of the Beichuan-Yingxiu fault with 100 km length and 40 km width. The SE end is fixed in horizontal direction and the bottom is fixed in vertical direction. ∠A and ∠B are dip angles of the shallow fault near the surface and at the bottom，respectively，∠C is the dip of the deep fault.

图 2

Fig. 2

图 2 不同铲形断层倾角随深度变化 Fig. 2 Dip angle variations of different listric faults with depths

再构造两个浅部断层为直线产状的模型，一个倾角为50°，另一个为70°，深度均为19 km，下接3°倾角底部断层，其他和图 1一致.保持断层锁闭，分别对这些模型施加L_m=1000 m，得到各断层模型在L_m=1000 m时的破裂危险分布，如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图 3 不同产状断层破裂危险分布 Fig. 3 Ratios of friction to pressure of different faults with depths

图 3显示，在L_m=1000 m的较高挤压下，不同近地表倾角的铲形断层之间、铲形断层和直线断层之间，破裂危险分布有较明显的差异.对于不同倾角的直线断层，破裂危险分布的整体形态没有本质区别，越浅的位置破裂危险越高.对于铲形断层，破裂危险分布形态则受到近地表倾角的较大影响.近地表倾角≤60°的铲形断层，其破裂危险分布和直线断层相近，破裂危险随深度单向下降，只是近地表部分的变化比直线断层缓和一些.而近地表倾角≥65°的铲形断层有较显著的特征，破裂危险分布曲线在浅部断层中部出现峰值弧顶，断层近地表的破裂危险则相对较低.

为了进一步比较差别并探讨其成因，对50°近地表倾角铲形断层模型、50°直线断层模型、70°近地表倾角铲形断层模型和70°直线断层模型，分别施 加低强度挤压L_m=500 m和高强度挤压L_m=1000 m.50° 铲形断层和直线断层在低强度挤压和高强度挤压下的破裂危险分布如图 4，70°铲形断层和直线断 层在低强度挤压和高强度挤压下的破裂危险分布如图 5.

图 4

Fig. 4

图 4 50°铲形断层和直线断层的破裂危险分布比较 Fig. 4 Comparison of friction/pressure ratios distribution between 50° listric fault and 50° linear fault

图 5

Fig. 5

图 5 70°铲形断层和直线断层的破裂危险分布比较 Fig. 5 Comparison of friction/pressure ratios distribution with depths between 70° listric fault and 70° linear fault

结果显示，在低挤压时，各断层模型的破裂危险分布差别较小.50°近地表倾角铲形断层和50°直线断层的结果几乎重合，70°近地表倾角铲形断层的破裂危险分布在近地表附近和70°直线断层有一定差异，但地表处破裂危险接近最高，破裂危险也基本上随着深度单向下降.随着断层倾向挤压L_m从500 m增加到1000 m，断层内部的破裂危险都得到增长，显然这些增长的破裂危险都缘于断层模型所受的南东向挤压的增强.在这过程中，对于50°近地表倾角铲形断层、50°直线断层和70°直线断层，其破裂危险增加量的分布规律基本上是相同的：从地表往下，深度越大，破裂危险增加越多.50°近地表倾角铲形断层在断层中部的破裂危险增加量有小幅的波峰，但幅度不大，因此，到L_m =1000 m时，50°铲形断层和直线断层的破裂危险分布仍然保持基本特征一致.

70°近地表倾角铲形断层的破裂危险分布则发生了较大的变化.随着L_m从500 m增加到1000 m，断层深度8~16 km范围的破裂危险有基本等量的大幅增加，最终使得70°近地表倾角铲形断层在高挤压下呈现出独特的破裂危险分布.

需要说明的是，在上述L_m加载过程中，均设置远高于可能破裂的μ₀，使得断层在加载过程中保持闭锁.龙门山地区天然断层泥和原岩的稳态摩擦系数一般约为0.4~0.6(陈颙等，2009；何昌荣等，2011)，对于近地表倾角≤60°的铲形断层，或者倾角≤60°的直线断层，其近地表摩压比在低挤压下即高达0.55以上，已经处于破裂滑动的可能区间.因此，在实际情形中，即使不考虑断层构造和介质属性的空间复杂性，这些断层在加载L_m的时候，其近地表就可能通过蠕滑、破裂等形式开始滑动，释放积累的破裂能量，降低破裂危险，这会使得实际的破裂危险分布有更多的复杂性，不会呈现像本文实验结果那样单一的特征.本文实验中限制了加载过程的可能蠕滑和破裂，最终结果相当于总叠加量，包含了实际摩擦破裂限下可能的蠕滑和多次破裂所释放的破裂危险，可以揭示这些断层产状在倾向挤压下破裂能量积累和分布的本质特征.

50°和70°近地表倾角铲形断层在断层倾向挤压下积累破裂危险的这种差异，会对断层的破裂行为产生什么影响，可以通过长期挤压破裂实验来观察.实验中，先设定浅部断层的破裂限μ₀和底部断层的μd=μ₀，然后加载重力和低挤压L_m=500 m；待稳定后，持续增加挤压加载量L_m，每次增加1 m，从500 m增加到1100 m；断层在这一加载过程中会发生多次破裂滑动，μ₀是实验中断层破裂的控制因素，当μ₀提高时，相同加载过程下断层发生破裂的频次会降低，单次破裂的滑动量会增加.由于龙门山地区天然断层泥和原岩的稳态摩擦系数约为0.4~0.6(陈颙等，2009；何昌荣等，2011)，当μ₀在0.4~0.6区间变动时，试验结果显示，虽然断层破裂的频次和规模有差别，但是破裂滑动分布形态随加载的变化特征保持基本一致，因此取μ₀=0.42为例.

当μ₀=0.42时，70°近地表倾角铲形断层在加载到L_m=760 m时发生了首次破裂，随着挤压增 加，之后又发生了7次破裂，截取发生在L_m=1020 m 时的破裂为最后一次破裂，历次破裂的滑动分布如图 6所示.在相同μ₀下，50°近地表倾角铲形断层在加载L_m=500 m时已经开始破裂滑动，为了对比，截取L_m从760 m加载到1020 m之间的历次破裂，其滑动分布如图 7所示.

图 6

Fig. 6

图 6 70°铲形断层的历次破裂滑动分布 Fig. 6 Slip distributions of ruptures by every event on a 70° listric fault

图 7

Fig. 7

图 7 50°铲形断层的历次破裂滑动分布 Fig. 7 Slip distributions of ruptures by every event on a 50° listric fault

图 6和图 7对比可以看到，50°和70°近地表倾角铲形断层在断层倾向挤压下的长期破裂行为有较大区别.50°近地表倾角铲形断层每次逆冲破裂的滑动分布形态是一致的，最高滑动量位于地表，滑动量随深度下降，这个现象和陶玮等(2011)的研究结论一致.这个现象和50°直线断层的实验结果也相近，差别仅在于50°直线断层每次破裂的滑动量随深度下降的更快，破裂涉及的深度范围更小.

70°近地表倾角铲形断层发生首次逆冲破裂时，滑动量集中于4~8 km深度，近地表部分保持闭锁；直到第三次破裂时，近地表才破裂滑动，且滑动 量较小；之后三次破裂，近地表破裂滑动量有所增大，但也不是峰值；第七次破裂时，断层内部发生了较大的破裂滑动，但近地表部分抑制了破裂的传播.这些破裂的最大滑动量不位于地表，这和多数板内逆冲强震的滑动分布一致(Fialko et al., 2005；Wang et al., 2011).在这些破裂中，断层近地表部分对逆冲破裂和滑动有明显的阻碍，它会抵抗破裂的传播，或者降低近地表部分的滑动量.

随后的第八次破裂，近地表不但破裂且滑动量成为峰值，滑动量随深度快速下降，破裂涉及的深度范围很深.显然，第七次破裂对第八次破裂的滑动量分布产生了影响，第七次破裂提前释放了断层中深部的破裂能量，其滑动量的分布结果也使得断层近地表进一步积累了破裂变形，最终促成了第八次破裂的滑动分布形态.Wang等(2011)认为汶川地震近地表的高滑动量可能缘于区域内无地表破裂的前期地震，设想的基本原理就是实验中第七次和第八次模拟破裂间的关系，因此本文实验验证了此设想在物理上的可行性.

再结合第3节图 5的讨论，可以认为，70°近地表倾角铲形断层在断层倾向挤压下，破裂危险会更多地积累在断层中部，破裂时的滑动量也会更多地集中在断层中部，断层近地表部分破裂危险低，对逆冲破裂和滑动有一定的阻碍.出现这种现象的原因，应该和倾向的挤压、上陡下缓的铲形形态和近地表陡倾角三个因素有关.在倾向挤压下，由于上陡下缓，在断层面上受力的分解中，底部和中部的低角度断层部分所受剪力大压力小，因此变形大，容易积累破裂危险，并往上方逆冲推挤；而近地表部分，由于70°的陡倾角，在断层面上受力的分解中，约88%的重力分量成为逆冲滑动的反作用力，约88%的倾向挤压分解为断层面上的压力，因此发生逆冲滑动的阻力很大；如果这部分断层有足够的体量，那么其对逆冲破裂和滑动的阻碍就会很明显.显然，如果铲形断层的近地表倾角越陡，且近地表陡倾角展布的深度范围越大，那么铲形断层近地表部分对逆冲破裂和滑动的阻碍作用就会越大.

对于逆断层，倾角＞45°即为高角度，对于本文讨论的铲形断层近地表倾角，结合本节以及第3节的讨论并参考岩石和天然断层的破裂限(陈颙等，2009；何昌荣等，2011)，陡倾角至少要求≥65°，此时近地表的摩压比在0.5以下，更加具备保持闭锁并促成逆冲强震的形态条件.

上述实验结果在弹性和粘滑断层模式的假定下获得，因此实验中，每次破裂的滑动量总体上会随着加载而不断增长.由于本文讨论的是破裂滑动的分布形态，即滑动量随深度的相对大小，并不关注破裂滑动的具体量值，所以这对滑动分布形态没有本质的影响.

Wang等(2011)通过边界元试验表明，在底部断层施加持续的蠕滑，得到的孕震破裂循环，断层中深部的破裂滑动分布和汶川地震相似，即汶川地震深部的滑动分布形态很可能和龙门山断裂带底部的滑脱有关.在本文模型中，可通过对底部断层上下地壳施加有差别的挤压压力，并对底部断层设置较低的μ_d，使上下层地壳在底部断层上发生滑脱.

上层地壳相对下层地壳向前滑动的试验结果显示，上下地壳在边界所受的压力差形成底部断层面所受的剪力，当底部断层发生滑脱时，通过滑脱，剪力传递到了浅部断层的深部，使得浅部断层深部变形增大，破裂危险增加.底部断层和浅部断层的连接区(19 km深度附近)则会积累较高的破裂危险，形成底部逆冲破裂源.下层地壳相对上层地壳向前滑脱的试验结果则显示，如果下层地壳向前滑动，会促使浅部断层下半部发生正断层破裂滑动，这种情形显然不符合汶川地震过程所表现的逆冲特征.需要说明的是，关于青藏高原东北缘的上下地壳运动目前有很多讨论，比如Royden等(2008)认为下地壳运动速度会比上地壳快，而Wang等(2008)认为上下地壳并不存在解耦，这些观点各有其合理性，目前还在研究中(朱守彪和张培震，2009；Wang et al., 2011).

本文模型无法模拟或验证地震如何触发，只是讨论地震发生后可能的滑动分布，因此，基于上述试验结果，通过使上层地壳相对下层地壳向前滑脱，构造底部破裂源，模拟汶川发震断层在19 km深度附近低角度的初始逆冲破裂.

对70°近地表倾角的铲形断层模型，通过底部破裂源和前期地震的不同，设计四组不同的加载，控制μ₀使其破裂.四组加载模型中，第一组，没有底部破裂源和中部前期破裂；第二组，没有底部破裂源，有中部前期破裂；第三组，有底部破裂源，没有中部前期破裂；第四组，有底部破裂源和中部前期破裂.各组模型破裂后的滑动分布和反演的汶川地震虹口段滑动量分布(Wang et al., 2011)如图 8.用于对比的虹口段滑动量包含部分走滑滑动量，但以逆冲为主，由于对比的是滑动分布形态的主要特征，因此不严格区分.

图 8

Fig. 8

图 8 破裂滑动分布对比图 点线、点划线、划线和黑实线分别对应第一、二、三、四组模型结果，灰色阴影为反演的汶川地震虹口段滑动分布； 小图中的实线、点线和划线分别表示第四组模型第1、2、3次前期破裂在断层上的滑动分布. Fig. 8 Comparison of slip distributions on different models Dotted line，dotted and dash line，dash line and bold solid line are the results of the 1st，2nd，3rd and 4th model，respectively. Gray shades st and for the inverted slip model of the Wenchuan earthquake at the Hongkou segment. Solid line，dotted line and dash line in the small figure represent the slip of the 1st，2nd， and 3rd previous thrust ruptures on the 4th model.

对比结果显示，第四组模型的破裂滑动分布与反演结果最接近，滑动量集中在断层底部破裂源区域和近地表范围，在这两个峰值之间则有明显的低滑动量区域，这和汶川地震滑动量分布的特征基本吻合.没有底部破裂源的断层，破裂扩展的深度范围会更小，没有中部前期破裂的断层，其滑动量峰值会位于断层中部.

对比结果表明，一般情况下，近地表陡倾角铲形断层逆冲破裂时的滑动量峰值不会位于地表，而滑动量集中于断层中部的前期破裂有可能使近地表陡倾角铲形断层破裂的滑动量峰值位于地表.因此，发生在相同区域内且没有地表破裂滑动量的前期地震，是造成汶川地震滑动量分布异于板内逆冲强震滑动分布现象的一个可行解释.

图 9

Fig. 9

图 9 第四组模型的破裂扩展顺序 图中曲线分别表示位于不同深度的12个断层点的滑动量变化过程，断层点的深度标注于左坐标轴，曲线左边起点时滑动量为 零，滑动量变化以右坐标轴刻度为准，横坐标表示事件的先后次序. Fig. 9 Propagation sequence of the rupture on the 4th model Curves describe respectively the thrust slip growth processes of 12 points on the fault plane at different depths. The depth of the points is marked on the left axis. At the left beginning of the curves，slip of the points is 0 m. The amount of slip growth is scaled on the right axis. The horizontal axis represents the sequence.

第四组模型的断层破裂扩展顺序如图 9所示.可以看到，断层从深度19.4 km附近开始初始破裂，几乎紧接着，深度14.3 km附近的断层也开始破裂，随后破裂以19.4 km、14.3 km两个破裂源分别向上和向下扩展，而不是由单一的破裂源往外扩展.汶川地震的初始破裂点深度存在不同版本的解，主要有台网中心给出的14 km和USGS给出的19 km(刘启元等，2008).本文19 km深度附近的破裂源是按USGS的结果预先设计的，而破裂过程显示的 第二个破裂源深度14.3 km正好和台网中心的深度结果基本相同.这个结果表明，汶川地震初始逆冲过程也可能有几乎同时失稳的两个不同深度的破裂源，两个不同深度的破裂源同时向上和向下扩展.

综合实验结果，可以认为，在断层倾向挤压下，相比直线断层，铲形断层的中深部会积累更多逆冲破裂危险，而其近地表部分却对逆冲破裂和滑动有一定程度的阻碍；近地表倾角越陡，陡倾角部分的深度范围越大，断层近地表部分对逆冲破裂和滑动的阻碍作用会越明显，断层中深部的破裂危险能积累越高.

由于汶川发震断层在近地表处的倾角高达70°~80°(李勇等，2008；徐锡伟等，2008)，产状上陡下缓倾角渐变(张伟等，2012)，而且在断层倾向上受到巴颜喀拉块体的正面挤压，因此，汶川发震断层的近地表部分应该对逆冲破裂和滑动有一定的阻碍作用，这个作用可以使发震断层在中深部积累较高破裂危险时还能保持闭锁.

在实验中，不同近地表倾角铲形断层破裂时的滑动分布形态并不相同，70°近地表倾角铲形断层破裂时的滑动量峰值并不一定位于断层地表处，这和陶玮等(2011)的结论不一致.陶玮等在数值实验中使用反正切曲线作为铲形断层的模拟产状，分析了铲形断层孕震和破裂时的变形和滑动特征，但由于反正切曲线的限制，没有对铲形断层的近地表倾角和上陡下缓程度展开讨论，也不考虑倾向挤压强度差异对破裂和孕震的影响，这可能是导致其结论无法适应更多情况的主要原因.因此本文的结果可视为对铲形断层孕震和破裂认识的进一步补充.

长期挤压破裂实验以及与汶川地震同震滑动分布的对比实验均显示，对于近地表陡倾角铲形断层，如果前期破裂中，断层中深部破裂滑动得到较大释放而近地表部分没有，那么在随后破裂中，滑动量的峰值可能会位于断层地表.这个结果表明，发生在相同区域内且没有地表破裂滑动量的前期地震可以使得汶川地震滑动量峰值位于地表.与汶川地震同震滑动的对比实验还显示，如果存在底部破裂源，模拟破裂在断层深部的滑动分布会和汶川地震同震滑动更接近，这和Wang等(2011)的结论是一致的.

需要说明的是，本文实验结果是在不考虑粘性、塑性、孔隙等介质复杂性，以及蠕滑、多次破裂和断层形态空间复杂性的情形下得到的，在实际情况中，破裂危险分布和滑动分布受更多因素的影响；另外，断层产状形态对破裂滑动分布的影响很大，本文所用的70°近地表倾角铲形断层模型是为讨论近地表陡倾角铲形断层而设计，主要特征和汶川发震断层相似，由于为了讨论底部滑脱，初始破裂位置无法做到深度和方位同时和汶川震源解完全吻合，因此未必是汶川发震断层的最佳模拟产状，未来可以结合更多构造信息，寻找更加符合汶川地震滑动分布特征的产状形态，进一步分析汶川地震逆冲滑动量随深度分布所可能蕴含的构造信息.