走滑断裂带在地壳中发育最广，规模最大，是与地震孕育和发生关系最密切的一种活动断裂，因而也是学者们最为关注的断裂(闻学泽等，1985；国家地震局《阿尔金活动断裂带》课题组，1992；吴章明，1993；Grant and Donnellan， 1994；环文林等，1995；Nicholson，1996；李天袑等，1998；王时标和姚振兴，1997；张世民和谢富仁，2001；薄万举，2003；Simpson， et al.， 2006；Murray and Langbein， 2006).对走滑断裂变形机制的不断深入剖析，是目前构造地质学研究的一个重要方面.关于地震发生之前变形是如何集中在一条断裂上或一条断裂带的某一断层段落上，即变形局部化问题，以及能否观测到在断裂错动发生大位移前先形成的具有启动断裂快速错动传播的区域及其向失稳发展的物理过程，即地震成核问题，就是构造变形机制与大地震研究中极其重要的问题(Tectonics Program，Earth Sciences Division，National Science Foundation，2002；郭增建和秦保燕，1996).变形局部化研究主要集中在板块边界与大断裂上，利用宏观观测数据来分析问题，而对于更次级的构造和地震孕育中的应力集中问题还没有深入(Zhao et al., 2003；Benjamin，2008；徐锡伟等，2008).地震成核研究方面，地球物理方法比较常用，成核相的提出就是其中最重要的进展之一(Ellsworth and Beroza， 1995；Beroza and Ellsworth， 1996；Hurukawa，1998；Rastogi and Mand alal， 1998；Norihito et al., 2002). 而利用构造物理方法(摩擦实验)和数值模拟手段也是研究该问题的有效途径(何昌荣，2000;马胜利等，2002).

对走滑断裂的运动和走滑型地震而言，断裂枢纽运动是断裂带上变形局部化和地震成核孕育的条件，认识这一运动过程和机制是了解走滑断裂上地震孕育、发生机制的关键之一.根据沿剪切破裂带发生走向滑动产生的应力场和形变场具有以震中区为原点的四象限分布特征(图 1)(Chinnery， 1961，1963；罗灼礼，1980)，以及对富蕴断裂地震地表破裂带的野外观测，结合国内外诸多文献中对走滑断裂几何学、运动学特征和多个走滑型大地震的描述，邓起东等提出了走滑断裂的枢纽运动模型(张培震，1982；邓起东， 1984，1985)，并得到广泛应用(国家地震局《一九七六年唐山地震》编辑组，1982；Burchfiel et al., 1987；王华林，1989；国家地震局地质研究所，宁夏回族自治区地震局，1990；李天袑，1996；刘祖荫等，1999；俞维贤等，2004).其中，对于枢纽轴部“是断层两盘升降运动的支撑点，是阻挡断层错动的闭锁段，是初始破裂点”的论述，很有启发意义.

本文以川滇地区则木河断裂大箐断层为例，分析其地表破裂带构造变形特征，对走滑断层枢纽运动和枢纽轴部状态进行数值模拟分析，对走滑型地震的孕育和发生机制提出了一些新的认识，对变形局部化和地震成核问题进行了一些探索.

图 1

Fig. 1

图 1 走滑断层变形方式与机制 (a)断裂右旋走滑引起两侧垂直变形量分布(实线表示挤压，虚线表示拉张)(Chinnery M， 1961，1963)； (b)右旋力偶线源引起的垂直形变场(罗灼礼，1980) Fig. 1 Deformation modes and mechanisms of strike-slip faults (a)vertical deformation along a fault caused by dextral strike-slip(solid and dotted lines indicate compression and tension， respectively(Chinnery M， 1961，1963)；(b)vertical deformation field caused by a dextral couple line source(Luo，1980)

则木河断裂是我国青藏高原东南部川滇断块东部边界构造带的一段，是南北向安宁河断裂和小江断裂之间的一条北西向连接性的走滑断裂，全长140 km，总体走向N30°W，断面主要倾向SW.第四纪时期具有明显的左旋走滑活动(任金卫，1986；唐荣昌和韩渭宾，1993；杜平山，2000；冯元保和蒋远明，2000).则木河断裂带内各次级剪切断层间均以拉分阶区和拉分盆地为界，可以分为5段(图 2)(任金卫和李玶，1989；唐荣昌和韩渭宾，1993；李玶，1993；冯元保和蒋远明，2000).其中大石板—普格段，又称大箐断层，具有最典型的枢纽运动特征.

图 2

Fig. 2

图 2 则木河断裂内部结构 1.西昌(北)—大石板段；2.大石板—普格段(大箐断层)；3.普 格—松新段；4.松新—宁南段；5.宁南—巧家段.黄色为拉分阶区或盆地. Fig. 2 Internal structure of Zemuhe fault zone 1.Xichang-Dashiban; 2.Dashiban-Puge(Daqing fault); 3.Puge- Songxin; 4.Songxin-Ningnan; 5.Ningnan-qiaojia; yellow means pull-apart rock bridge or basin.

从地貌上看，大箐断层以四呷布史(1850年地震震中，M≥7.5)为中心，断层北段东盘是大箐梁子隆起断头沟台地，南段东盘是五道箐盆地，断层北段西盘是则木河西支河谷，南段西盘是坡向NE的断层陡坎所控制的隆起台地，因此，断层两盘分为4个地貌条带，即沿断裂两侧地貌呈现出四象限分布的特征(图 3).为了能更准确地反映地貌变形与断裂之间关系，便于后续数值模拟时进行建模，我们利用高精度GPS天宝(Trimble)5800测量系统，对大箐断层中段地貌四象限分布的典型地段的构造和地貌变形进行了测量工作.测量区内断层长7 km，断层两盘测量宽度2.3~2.5 km.西侧到达螺髻山山前3级洪积台地前缘，东侧止于则木河东支，反映了研究区内所有典型地貌单元.测量时着重监控了洪积台地前缘陡坎、断层陡坎、则木河西支河谷、大箐梁子断头沟台地及台地上的断头沟和五道箐盆地的盆地面(图 4).

图 3

Fig. 3

图 3 四呷布史以北和以南的大箐断层构造和地貌特征 a大箐梁子断头沟台地，镜头向东，右侧为四呷布史，是则木河西支向东支的汇合处，也是枢纽轴部位置.右侧的台地和断层陡坎最低，从右至左台地和陡坎逐渐升高.台地上分布有7条断头沟，则木河西支从断层陡坎下流过；b.则木河西支河谷和螺髻山东麓2级洪积台地前缘，镜头向西，台地顶面与大箐梁子断头沟台地顶面年代对应；c.五道箐盆地与大箐断层的断层陡坎，镜头向西，右侧为四呷布史，从四呷布史向左出现不连续的、坡向NE，逐渐升高的断层陡坎(红色箭头)，大箐断层是五道箐盆地的西南界线，而盆地北缘、东缘为则木河1级阶地. Fig. 3 Tectonic and geomorphology characteristic of Daqing fault a.Lens to the east，platform of Daqingliangzi is the position of pivotal axis and the west branch convergences the east branch of Zemuhe river. Platform and fault scarp on the right of the picture is the lowest，which is gradually higher to the left. There are seven ab and oned grooves on the top of the platform and the west branch is flowing on the bottom; b. Lens to the west，river valley of the west branch and the front edge of pluvial platform II in the east of Luojishan. Top surface on pluvial platform II has the same age as platfom of Daqingliangzi;c. Lens to the west，Wudaoqing basin and fault scarp. Fault scarp which face to the northeast from Sigabushi is discontinuous and gradually gets higher. Daqing fault is the southwest boundary of Wudaoqing basin， and terrace I of Zemuhe river are the north and east.

图 4

Fig. 4

图 4 大箐断层构造和地貌分布图 (a)大箐走滑断层形成的地貌和构造的四象限分布；I-大箐梁子隆起断头沟台地；II-则木河西支河谷； III-大箐断层南段西盘上升台地；IV-五道箐盆地；(b)3D显示(方框示意探槽位置). Fig. 4 Distribution map of geomorphology and tectonic of(a)Daqing fault Four quadrants distribution of geomorphology and tectonic resulted from Daqing strike-slip fault I-Platform of Daqingliangzi；II-River valley of the west branch；III-Platform in west wall in the south segment of the fault； IV-Wudaoqing basin;(b)3D view(Rectangular means locotion of the trend).

断层北段东盘的大箐梁子隆起断头沟台地位于大箐断层上升盘，长约4.4 km，宽约150 m，断层陡坎坡向SW(图 5a)，台地面坡向NE.大箐梁子断头 沟台地是则木河东支与西支之间所夹的块体，总的 来看，台地高度自北向南逐渐降低，南端的四呷布史是其最低点，则木河西支也在此汇入东支.台地上发育多条断头沟，从北向南，编为1-7号，它们在台地西侧被断层切断，形成断头沟(图 3a，图 4).推测这些断头沟曾经都是则木河西支汇入东支的河道.在断裂活动过程中，大箐梁子掀斜抬升，使得台地西侧出现陡立的断层陡坎，原本发育在台地上的东西向河道被抬升，在西缘形成断头沟，由北向南逐渐变新(任金卫和李玶，1989).实际上，这反映出了一个以四呷布史为支撑点，断层北段东盘不断掀斜隆升的过程，北端隆升最早，南端最晚，以致台地形成如今北高南低的格局.但从台地变形的细节来看，掀斜运动可能并不均一.

图 5

Fig. 5

图 5 四呷布史南北两侧断层陡坎及探槽剖面 (a)四呷布史以南坡向NE的断层陡坎(镜头向南西)，红色箭头指向断层陡坎；(b)四呷布史以北坡向SW的断层陡坎(镜头向北东)；(c)四呷布史以南陡坎探槽剖面，断层倾向SW，为逆断层.①表层耕土，厚约20 cm；②灰色粘土，厚约20 cm；③黄色粘土，含粗粒砾石，粒 径一般在10 cm左右，且含有砾石风化后的黄色粉砂，厚约40 cm；④灰色、粉红色粘土，含大量小砾石，厚约25 cm；⑤ 灰色粘土，厚约5 cm； ⑥紫灰色、肉色粘土，局部含有砾石风化后的粉砂和巨大砾石，厚约45 cm；(d)四呷布史以北陡坎上的探槽剖面，断层倾向SW，为正断层. Fig. 5 Fault scarp and trench profile in north and south of Sigabushi (a)Trench profile in the north of Sigabushi on the scarp，normal fault and strike southwest;(b)Fault scarp in the north of Sigabushi face to the southwest，lens to the northeast;(c)Trench profile in the north of Sigabushi on the scarp，reverse fault and strike southwest;(d)Fault scarp in the south of Sigabushi face to the northeast，lens to the southwest.

断层北段西盘的则木河西支河谷和螺髻山东麓 1、2级洪积台地位于大箐断层下降盘.测量区内的 则木河西支河谷，长约2.2 km，宽约10~50 m，东 侧紧靠断层陡坎，西侧紧靠螺髻山东麓2级洪积台地陡坎前缘，高差约15~20 m，有1级阶地发育.从地形上看，河谷北窄南宽，说明它既受河水溯源侵蚀的影响，又受到断层走滑运动产生的拉张作用的影响.1级洪积台地前缘形成则木河西支的1级阶地，地形平缓，河谷和洪积台地顶面均向断层倾斜(图 3b，图 4).

断层南段在螺髻山东麓1级洪积台地上形成断层陡坎，坡向NE(图 5c)，测量区内断层陡坎长约2 km，高度从3 m向南逐渐增大到25 m.断层南段东盘是五道箐盆地，测量区内面积2 km²，长2 km，宽1 km，长轴沿断走方向分布.盆地西侧受断层控制，东侧直达则木河西岸，盆地面十分平缓，总体向断层倾斜(图 3c，图 4).

我们在北段和南段的断层陡坎上开挖的槽探分别揭露出倾向SW的正断层和逆断层(图 5b，图 5d)，He等则在南段揭露出倾向NE的正断层，说明大箐断层南段的倾向多变，这是走滑断层常见的情况(He and Ren， 2003).为使断层在数值模拟中相对简化，本文只模拟大箐断层南段倾向SW的情况.

上述构造和地貌变形特征均说明大箐断层的走滑运动呈现出枢纽运动的特征，四呷布史是枢纽轴部.枢纽轴部在地震孕育的时候一直处于强烈挤压状态，对于断层枢纽运动来说这里是应变不断积累，但是不发生位移的闭锁区，也是断层两盘发生升降的支撑点.因为水平运动在这里受到阻碍，无法继续，因此，断层只能以枢纽轴部为支点，沿断层面将水平运动转换为垂直方向上的运动.大箐断层在发生左旋走滑运动的过程中，当枢纽轴部四呷布史处于闭锁状态时，北段东盘隆起，造成台地上多条则木河支流河谷被逐一废弃，产生了陡峭的断层崖和断头沟.断层北段西盘在地形上是则木河西支河谷，受拉张作用的影响，河谷倾向主断面，并且在中部(3号沟—6号沟之间)河谷深切；断层南段西盘同样表现为正断层陡坎，并且断层控制了南段东盘五道箐盆地的发育. 3 数值模拟

在了解了则木河断裂的基本构造与地貌变形特征的基础上，建立了走滑断裂的枢纽运动模型，利用数值模拟方法可以进一步探讨枢纽轴部在枢纽运动中所起的作用，以及在走滑型地震孕育过程中的状态.有限元法是最基本也是应用最广泛的数值模拟 方法(冯吉利等，1999；周伟新等，2003；R.Malservisi， et al.， 2003).本文选用的ANSYS分析平台也是应用比较广泛的大型有限元分析软件之一，可以用于模拟各种实际结构，能帮助我们进一步认识断层枢纽运动和地震孕育、发生过程. 3.1 建模与计算

张培震曾利用矩形截面梁扭转可以直观表示走滑断层的枢纽运动.设断层面的大小和坐标轴取向如图 6a所示，采用弹性力学中的半逆解法，在矩形内部求得椭圆边界条件的应力函数，得到剪切应力为(张培震，1982)

其中，G为剪切弹性模量，α为扭转角.所得到的矩形截面上的剪切应力分布如图 6b所示.由图可见，在矩形截面的内部，剪切应力由周边向中心逐渐减少.枢纽断层面上的应力状态有类似的状况，这种应力状态使枢纽轴和周围的枢纽断层面处于不同的构造应力环境中.

在此基础上，本文假设断层位于一个弹性、均匀的长方体中，并且存在一个接触面，利用接触面上被固定的结点来模拟断层面和枢纽轴部.在接触面的两侧有一定范围的弱化带，其与周围块体的区别在于具有相对较低的剪切模量.在模拟过程以主压应力作用为主，应力场在模拟过程中保持不变.

图 6

Fig. 6

图 6 枢纽断层面模型(a)和矩形截面上剪切应力分布(b)(张培震，1982) Fig. 6 Pivotal model of fault plane(a) and stress distribution of shear in rectangular section(b)(Zhang，1982)

大箐模型长56 km，宽40 km，深40 km(震源深度2倍)，X正方向为断层走向(340°).将长方体一分为二的倾斜的接触面作为断层面，倾角80°，倾向SW.断层面东西两侧各4 km设为断层弱化带，剪切模量为正常值的1/10.模型统一用四面体单元(Solid186)划分网格，弱化带内单元边长2 km，弱化带外单元边长4 km，共39354个单元，60373个结点.将主压应力(单位：MPa)沿X、Y方向分解，作用在断层面单元上.固定断层面中心的若干个结点(初始n=14)作为枢纽轴部和闭锁区(图 7).模型参数见表 1.

图 7

Fig. 7

图 7 大箐力学模型(a)与单元格划分(b) Fig. 7 Daqing mechanic model(a) and its cells division(b)

表 1(Table 1)

表 1 大箐断层模型参数 Table 1 Parameters of Daqing model 参数 大箐 资料来源 震源深度(km) 18.2 冯元保等，2000 地壳厚度(km) 46~50 王椿镛等，2010 走向与主压应力夹角(°) 30 任金卫，1986 主压应力(MPa) 6 四川省地震局，1986 剪切模量(GPa) 32 胡勐乾，2010 泊松比 0.3 四川省地震局，1986 摩擦系数 0.5 水利水电科学研究院等，1991

表 1 大箐断层模型参数 Table 1 Parameters of Daqing model

如前所述，我们的模型中断层面倾向没有变化，但是走滑断层的倾向多变是常见的情况，针对这种情况，我们也建立了枢纽轴部南北两侧断层面倾向相反的模型，它的结构和边界条件设置更加复杂，但是模拟结果以及它所反映的特征与文中的模型差别不大，因此不再赘述.

本文使用ANSYS软件平台进行数值模拟的主要工作是：

(1)模拟应力积累阶段断层两盘受区域应力场的作用会发生枢纽运动.在模型的断层面单元上施加主压应力(X：5.1，Y：3)，并且固定断层面中心的若干个结点作为闭锁区(n=14)，固定断层西盘，使东盘自由运动，计算断层的运动情况.

(2)分析影响断层枢纽运动的2个因素，即断层面倾角和闭锁面积对枢纽作用的影响.改变断层面倾角(80°、70°)、闭锁面积(2.8 km²、11 km²).同样固定断层面中心的若干个结点作为闭锁区，固定断层西盘，使东盘自由运动，分析上述边界条件改变对断层枢纽运动的影响.

(3)研究枢纽运动下断层面应力分布及变化情况.模拟断层两盘在水平力作用下枢纽运动时的断层面应力分布，并且保持所有面固定.

3.2 计算结果与讨论 3.2.1 水平应力场作用下的枢纽运动

根据上述边界条件，模拟结果表明，走滑断层受区域水平应力场控制的枢纽运动确与矩形截面梁的扭转相似，表现出典型的掀斜特征(图 8).如图 8a所示，模拟结果反映了断层一盘在垂直方向(Z)的位移分布，蓝色、负值表示位移方向与正方向相反，是最大抬升量；红色、正值表示位移方向与正方向一致，是最大下陷量.图 8b反映了模型截面上的力矩变化，越靠近中心，剪切应力产生的力矩越小，与图 1d相似.东盘沿断层面发生旋转，北高南低，北端抬升，南端下降，中段垂直位移为零.相当于从构造上，北段表现为正断层，南段表现为逆断层.从地貌上北段东盘表现为隆起，南段东盘为断塞盆地.均与则木河断裂的构造与变形特征一致.

图 8

Fig. 8

图 8 大箐断层的枢纽运动 (a)两盘位移变化;(b)力矩变化. Fig. 8 Pivotal movement of Daqing fault (a)Displacement of two walls;(b)Displacement of moment.

从模型构成的要素看，枢纽运动与水平应力大小、断层面上摩擦力大小、枢纽轴部的属性有关.断层面上的摩擦力受摩擦系数、断层面倾角控制，而枢纽轴部的属性表现为其面积的大小.在水平应力与摩擦系数为常量的条件下，分别改变断层面倾角和枢纽轴部面积，均能改变枢纽运动状态. 3.2.2.1 断层面倾角

改变模型边界条件，计算断层面倾角为70°的情况，可以发现，与图 8a相比，随着断层面倾角的减小，隆起和下陷的垂直位移量明显增大.其最大隆起 量从4599 m增加到30865 m，最大下陷量从4534 m 增加到32097 m(图 9).这可能是因为断层面倾角的减小导致作用在断层面的正应力和摩擦力在减小，更有利于沿断层面滑动的枢纽运动的发生.

图 9

Fig. 9

图 9 断层面倾角变化对枢纽运动的影响 Fig. 9 Influence of dip angle of fault plane resulting in changes in pivotal movement

改变模型边界条件，扩大闭锁的面积(增加固定结点的数目)，通过比较断层两盘的垂直位移量变化可以了解其对枢纽运动的影响.当闭锁面积为11 km²(n=39)时，与图 8a相比，随着断层面闭锁面积的增大，隆起和下陷的垂直位移量显著减小.东盘最大隆起量分别为4599 m、1093 m，最大下陷量分别为4534 m、1087 m，掀斜运动明显受阻(图 10).推测是因为闭锁面积的增大导致应力更加容易积累、集中，阻碍了沿断层面滑动的枢纽运动的发生.

图 10

Fig. 10

图 10 闭锁面积变化对枢纽运动的影响 Fig. 10 Influence of block aera changes on pivotal movement

断层两盘能自由移动是比较理想的情况，实际上我们还要考虑：(1)断层运动需要在两端终止；(2)变形集中在断层附近，远离断层面的东西两侧位移均为零.因此，需要改变模型边界条件，将断层两盘各个面全部固定(各个方向位移为零)，可以模拟上述效果.

既然应力在枢纽轴部累积，我们需要考察它究竟是如何集中的.截取断层面上应力的分布状态(图 11)，可以发现伴随枢纽运动的进行，模型断层面上的枢纽轴部及其附近地区出现了2个应力集中区，其核心是应力集中区内应力最大的部位.应力集中的最大值出现在枢纽轴部内应力集中区的核心(红色)，应力值约116 MPa.应力集中区的面积一直在增大，主要表现在外围，说明应力一直在向核心集中.核心面积约为0.01 km²，远远小于枢纽轴部面积(2.8 km²).

因此，在闭锁区及其附近存在一个相对稳定的区域(应力集中区)使得应力由外向内一直处于积累状态.其内部核心具有最大的应力.应力集中区可能比闭锁区面积大，但是核心的面积肯定比闭锁区面积小很多.这个核心的形成过程，就是应力局部化和集中的过程，也是地震成核的过程.这种成核作用是长期存在的，贯穿枢纽运动始终，与地球物理概念中的短期震源成核有很大区别.

图 11

Fig. 11

图 11 大箐断层面应力集中过程 (a)应力集中区出现;(b)应力集中区增多;(c)应力进一步集中(黄点);(d)核心出现(红点). Fig. 11 Localization process in Daqing fault plane (a)Stress centralization area appeared;(b)Stress centralization area increased;(c)Stress concentrated further(yellow point);(d)Core appeared(red point).

总结大箐断层构造和地貌变形特征、野外观测和数值模拟结果，对其枢纽运动特征和过程、应力演化及其局部化过程，可以得到如下认识：

(1)则木河断裂大箐断层的枢纽运动沿断层面发生，其受区域水平应力场控制的运动与矩形截面梁的扭转相似，表现出典型的掀斜特征.枢纽运动形成构造和地貌的四象限分布，是走滑断层产生枢纽作用形成局部应力场的结果，不是一种区域变形.

(2)研究了可以影响枢纽运动的2个因素：①断层面倾角，随着断层面倾角的减小，隆起和下陷的垂直位移量一直在增大；②闭锁区面积，随着断层面闭锁区面积的增大，隆起和下陷的垂直位移量显著减小，运动明显受阻.

(3)枢纽运动阶段，断层面上构造应力从四周向闭锁区集中.在闭锁区存在一个相对稳定的区域(应力集中区)，应力由外向内一直处于积累状态，其内部核心具有最大的应力，而且面积比闭锁区面积小很多.这个核心的形成过程，就是应力局部化和集中的过程，也是地震的成核过程.

地壳深部的构造运动以及震源形成、发展和破裂的过程，一直是我们努力在研究的问题.这是一个极为复杂且尚未被真正认识的问题.无论是变形局部化理论、地震成核理论，包括本文对大箐断层枢纽运动的数值模拟研究，均是希望能对这一问题有一些新的认识.本文的研究结果使我们有理由相信利用枢纽运动模型解释走滑断裂的变形与孕震机制是合理的，并希望在今后能够将这一研究更加推向深入.