2016, Vol. 59
2. 斯伦贝谢(中国)地球物理中心, 北京 100015;
3. 东北大学秦皇岛分校, 河北秦皇岛 066004
2. Schlumberger Geosolutions, Beijing 100015, China;
3. Northeastern University at Qinhuangdao, Hebei Qinhuangdao 066004, China
2008年5月12日在中国四川汶川发生了MS8.0大地震，大地震发生后，研究者试图通过汶川MS8.0强烈地震发生的综合地球物理场特征研究，探索汶川地震“孕育”、发生和发展的深层过程与动力学机制(陈运泰，2008；董树文等，2009；雷建设，2009；李海兵等，2008；滕吉文等，2008，2009，2010；王建平，2009; 许志琴等，2008).
基于龙门山及邻域特定的构造背景和深层动力过程，有关作者曾对地震发生前的位场图像进行了分区与分析(王谦身等，2008；张永谦等，2010；张季生等，2009；钟锴，2005).但这些工作却未对航磁异常场分区特征，以及与地震活动和发生的边界场效应进行较系统的论述.
本文基于中国国土资源航空物探遥感中心提供的龙门山及周边地域最新平面航磁数据，进行了航空磁场分区与汶川MS8.0大地震发生的边界场效应研究，对位场特征、构造纵横延展与地震发生及发展的关系进行了探讨，并提出了新的认识.
2 龙门山及相邻地域航磁异常场特征为了研究龙门山地域地震发生的介质和构造环境，将龙门山与周边地域最新平面航磁资料(图 1)，进行了数据收集、数值处理，反演与特征分析.
 | 图 1 龙门山及邻近地域航磁数据分布图 Fig. 1 Distrbutional Map for aeromagnetic data of the Longmen mountain and its adjacent area |
(1)区域构造背景
青藏高原东缘与川西高原相连，主体上由鲜水河断裂带、安宁河—则木河—小江断裂带和龙门山断裂系这一“Y”字形构造体系构成(颜丹平等，2010；杨逢清，1994；张岳桥等，2008)，构造上它位于 秦岭之南(图 2)，由西向东依次是松潘甘孜、龙门山和四川三大地块，前两者是青藏高原东北缘地震异常活动地区；此外该区地表起伏变化剧烈，即平均变化范围为3500±500 m，表明在地史上龙门山断裂系及邻域在整体上具有强烈的浅表层活动过程.
 | 图 2 龙门山造山带与周围地区的地质构造简图(张岳桥等，2008) Fig. 2 The geological structure of Longmen mountain and its adjacent area (Zhang ,2008) |
(2)航磁异常梯度带特征
为了有效地突显龙门山与周边地域各构造区的界带，进行了磁异常的水平导数和垂向导数的计算(图 3)，导数的梯度带反映出龙门山断裂系、鲜水河断裂带、鲜水河ES向延伸即甘洛—雷波北推断断裂、安宁河断裂、华蓥山断裂和松潘—黑水等断裂的展布.基于这些断裂的分布特征可将龙门山及其邻近地域划分为松潘甘孜、滇西、四川盆地和秦岭—大巴四个磁性构造单元，它们是该区断裂构造、岩相和基底介质属性变异及界带的表征，並制约着浅表层构造的划分与活动.
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图 3 磁异常的水平导数及垂向导数分布图 图中纵、横坐标为直角坐标；等值线单位nT·km-1. (a)水平导数； (b)垂向导数. F0：龙门山断裂系； F1：松潘—黑水断裂； F9:华蓥山断裂； F14：鲜水河断裂带； F17：鲜水河断裂ES延伸甘洛—雷波北推断断裂； F15：安宁河断裂； 四个磁性构造单元. 1：松潘甘孜； 2：四川盆地；3：秦岭—大巴；4：滇西. Fig. 3 The contour map of horizontal and vertical derivative for magnetic anomaly units nT/km (a) Horizontal derivative; (b) Vertical derivative. |
由图 4可见，若以龙门山断裂系为界，它的西部为弱正磁异常及零值区，异常强度为-20～50 nT，异常弱且平稳.龙门山断裂系的青川—汶川—都江堰为负异常区，走向NE，异常最小值为-200 nT左右.在都江堰附近出现局部正异常为彭灌变质杂岩体中基性岩所反映，宝兴附近的局部磁异常则与宝兴杂岩体中的变质杂岩有关.该区磁异常的水平与垂向导数(图 3)的分布亦清晰地表征着松潘甘孜、龙门山、秦岭及四川盆地的基本轮廓.
 | 图 4 航磁异常等值线图 Fig. 4 The contour map of aeromagnetic anomalies |
依据磁异常场三维图像的特征(图 5)，龙门山及邻近地域可分为三大异常区、带；即松潘—甘孜异常区，龙门山负异常带，四川盆地异常区；三个异常特征区(带)磁性强度和结构各异，表明地壳介质磁性存在明显差异，且每个异常区又可以细分为几个次级磁性单元.
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图 5 航磁异常三维图像 F3:茂县—汶川断裂； F4:北川—映秀断裂； F5:都江堰—江油断裂; 1：松潘甘孜异常区； 2：龙门山负异常带； 3.四川盆地异常区. Fig. 5 3D image of aeromagnetic anomalies |
(1)青藏高原东北缘松潘—甘孜磁异常区
该异常区位于东昆仑断裂、鲜水河断裂之间，它与龙门山以西地域均属低缓正磁异常区(0~100 nT)； 其中龙门山与松潘—黑水—金山之间为低缓正异常带即属平武—理县低缓正异常区；松潘—黑水—金山以西为零值异常区或称之为若尔盖—红原—马尔康零值区.
(2)“Y”字形构造的东北段即龙门山负异常带
龙门山断裂系是磁异常高梯度变化带，其负异常条带与弱磁性的基底及弱磁性的第四纪覆盖较厚相关；龙门山断裂系整体走向近NE，位于松潘—甘孜块体、西秦岭造山带与川西前陆盆地的交汇部位；北起广元南至雅安市西的天全，由龙门山3D图像的负异常带可分辨出三条断裂带：即都江堰—江油断裂，又称龙门山前山断裂;茂县—汶川断裂，又称龙门山断裂带后山断裂;北川—映秀断裂，该断裂又称龙门山构造带中央主断裂.
由龙门山造山带磁异常的分布和该区地震活动界带可见，汶川MS8.0大地震及7万余次余震主要分布在龙门山断裂系的中段，即在清晰的负磁异常带上；其中彭灌杂岩体-丹巴杂岩体(近EW走向)引起磁异常升高，串珠状正磁异常向上延拓20 km后才有所衰减，故表明该岩体可能不仅存于地表，可能源于龙门山断裂系西北部的上地壳深处.
(3)扬子克拉通西缘四川盆地异常区
龙门山断裂系以东可以细分为三个次级磁性单元，即川西正负异常跳跃异常带;川中正异常区;川东南低缓异常区，成都—阆中—巴中磁异常走向NE的负异常带，异常强度最小值为-500 nT 左右;再向东南，峨眉—资阳—南充—平昌磁场区以高值正异常为主，异常强度达800 nT，呈带状分布，其展布方向主为NE向；从Magsat卫星磁异常图可见(安振昌，1996)，卫星磁异常的分布与地质构造有较好的对应关系.
四川盆地中部磁异常的强磁性显示不单源于基底岩石的高磁性，还标志着四川盆地存在巨厚的磁性层；基于岩石的磁性特征可见，盆地中部地区呈强磁性，向西南抵峨眉及大小相岭一带，其基底主要是由深变质片麻岩及侵入其中的基性、超基性岩浆杂岩组成，它不仅具有古陆块的磁性特征、刚性强大，且变化状态亦相对稳定.
2.3 磁异常场的解析延拓与模拟分析基于航磁异常场、梯度图像分析和磁异常的延拓计算，通过磁异常随深度变化的衰减程度，可定性估算某一层面上磁异常值变化；图 6为原始图像及向上延拓5、10、20、30、40 km(图 6(a—f))后所得解析，结果揭示出，当向上延拓40 km时，东部正磁异常区异常清晰，但异常量级(以南充高值为例)逐渐减小；松潘西北仍为近零磁异常区，磁性特征清晰.龙门山断裂系和四川盆地西缘负磁场区内的一些小型正异常即消失，如德阳正异常迅速衰减，且呈现出 从江油—射洪NE向的条带状负异常.当上延20 km后，磁场强度大于100 nT的区(带)仅剩下南充正异常区.上延40 km后的图像仍很突出，故说明此异常深部有较强的磁性源.德阳正异常在上延10 km后变为-20 nT，ΔT等值线已不圈闭，上延40 km 后异常完全消失，即为浅源异常的反映.康滇地区异常衰减幅度最大，深度0~5 km的衰减率为114 nT·km-1，原分散的正异常基本消失，上延40 km后磁场强度仍为负值，说明川西—康滇地区的正异常都是浅源异常，而深部磁性体磁性较弱.
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图 6 航磁异常解析延拓图 (a) 原始图像; (b) 上延5 km; (c) 上延10 km; (d) 上延20 km; (e) 上延30 km; (f) 上延40 km. Fig. 6 The Map of analytic continuation result of aeromagnetic anomaly (a) Orignal data; (b) Upward extending 5 km; (c) Upward extending 10 km; (d) Upward extending 20 km; (e) Upward extending 30 km; (f) Upward extending 40 km. |
彭灌杂岩具有磁性，故有关杂岩的讨论，磁场可有一定的显示.笔者根据岩体“有根”和“无根”的判定标准，即：有根，岩石来自深部，深抵地壳深处或上地幔顶部；无根：来自浅部，在地壳内，即非源于壳、幔深处的热液物质上涌后冷凝成岩，推断彭灌杂岩是“无根”的.其磁场判据是：
1)航磁异常场平面分布特征.由航磁异常平面图(图 4)可见，丹巴—都江堰为一近EW走向、连续高磁串珠状团型异常把龙门山断裂系分成两段，连续高磁团型磁异常是高磁异常体(包括彭灌杂岩)的反应.
2)为了检验其深部物质的岩石磁性和随深度的变异，对磁异常场可做不同高度的向上延拓，以压制局部的高频扰动减少短波长的干扰，突出长波长信息，以达对磁性介质的纵向延伸的理解.基于一系列空间域解析延拓(向上延拓5、10、20、30、40 km)的结果(图 6)，近EW走向的连续高磁团型异常呈西强东弱、东浅西深的特征；其东部彭灌杂岩体附近 高磁异常在向上延拓20 km后衰减，向上延拓40 km 时异常衰减至零值；而西部抬升的团形高磁异常(丹巴、等地)在向上延拓40 km时还有微弱显示，故说明这些高磁性物质可能源于比彭灌地区还要深的地壳内.
3)南充磁异常强度大于500 nT，若设上部磁性埋深为10~15 km，厚5 km(属结晶基底上部)，磁化强度1.2 A·m-1，下部磁性层厚25 km，磁性底界埋深为40 km，磁化强度为2.1 A·m-1，则正演模拟与实测异常值相吻合(相鹏和刘展，2008；张先等，1995)，这便充分表明，南充磁异常是由深部强磁性层所致，其磁性层底界面埋深可能已达Moho界面附近，厚度大致相当于中、下地壳.因此这一强 磁性层应属原始洋壳，故近年所研究的磁性层应位于 下地壳，场源为长波长的磁场.对德阳正异常设定其埋
深为10 km，厚度10 km，磁化强度为0.98 A·m-1的水平板状体模型，正演模拟亦近似于实测异常值，因此推测其磁性层位于上地壳，在更深处磁性较弱，即属非强磁性层.显见，这一认识与上述向上延拓的解释是一致的.
2.5 视磁化强度水平分布特征利用视磁化强度图或视磁化率图可以划分磁性岩层，确定岩体的边界，突出地质构造单元界线和解决有关地质构造问题.
视磁化强度是根据磁异常换算的磁性资料.常常与假设的磁性模型和给定的深度参数有关，一般相当于给定深度范围的等效磁性分布，不一定代表真实磁性，故称之为视磁化强度.
在反演中要预先给定平均磁化强度，要准确给定这个值是不易做到的，因此在实际计算时可选择不同的平均磁化强度值计算，然后根据已知的地质、地球物理资料评价所得的结果选出较为合理的计算结果；超基性岩磁性最强，基性、中基性岩磁性次之，一般来说沉积岩、酸性岩磁性较弱，变质岩磁性差异较大.
在对四川盆地及其西部边缘震区航磁资料进行分析研究的基础上，依据频率域磁化强度反演方法和程序对航磁异常进行了数据处理，求取了研究区内视磁化强度的水平分布.反演结果总体特征为(图 7(a—d)为不同平均磁化强度0.8、1.2、2.3 A·m-1、 8 A·m-1的磁化强度水平分布图).我们认为选取0.8 A·m-1做为平均视磁化强度较弱，8 A·m-1做为平均视磁化强度过强，下面以2.3 A·m-1为例进行讨论，其特征为：
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图 7 磁化强度水平分布图(a—d) 反演所用的不同平均磁化强度参数:(a) 0.8 A·m-1; (b) 1.2 A·m-1; (c) 2.3 A·m-1; (d) 8 A·mm-1. 1：龙门山；2：松潘甘孜；3：四川盆地；3a：盆地西缘；3b：川中相对高、3c：川东. F14：鲜水河断裂；F17:鲜水河ES延伸甘洛—雷波北推断断裂. Fig. 7 The apparent magnetization distributions (a—d) |
(1)视磁化强度等值线呈北东向条带显示；
(2)龙门山为视磁化强度梯度带；
(3)龙门山以西，松潘甘孜为相对低缓视磁化强度显示；
(4)龙门山以东，四川盆地内部视磁化强度特征比较复杂，可细分为盆地西缘视磁化强度相对低、川中相对高、川东相对低三个区.
川中地区与四川盆地西部边缘视磁化强度有明显的差异.所以产生这种差异可能归结于以下三种原因：第一，岩性.川中地区的地壳是由磁性偏强的地质岩体组成的一个复杂结构.磁性基底是由岩浆杂岩体和各种片麻岩、花岗岩组成，该类岩石属于深变质岩、中—基性岩浆岩，结晶程度较好，具有明显的磁性；这一地区无论在磁性岩体的内部或其边界上都很少有地震(M≥5)发生.说明磁性岩体内部结晶程度较好，结构紧密、整体性强，刚硬度强，不易发生破碎和断裂，亦不易发生构造运动.盆地西部边缘地区地壳基底下是由弱磁性浅变质的、含碳酸盐较多的各种片岩系和碎屑岩群组成，部分地区下部分布有中酸性火山岩，这可能是磁性差异的一个主要原因.第二，应力状态.在盆地西部边缘，由于处于构 造应力场的高值区，岩石视磁化强度减弱.第三，地 温.从四川盆地地温梯度上看：川中地区地温梯度为(2.0~2.5)℃/100 m，川西附近地温梯度为(3.0~3.5)℃/100 m.该区地震主要发生在中、下地壳内，在基底以下的浅变质岩和中酸性火成岩，其剩余磁化强度随温度升高而减弱.从对岩石磁性的影响来看，顺磁性岩石的磁化率随着温度升高磁化率减小.温度对于剩余磁化强度的影响很大即剩磁随着温度升高，磁化强度会减弱.
造成四川盆地西部边缘地区及龙门山岩石视磁化强度偏低，主要是由于岩性、构造应力、温度诸方面的因素造成的.视磁化强度分布结合深部构造特征，足以证明盆地西部边缘及震区地壳的弱磁性成因与地震的孕育环境相关.
3 航磁异常与其他地球物理信息的复合 3.1 航磁异常与布格重力异常青藏高原为全国布格重力异常值最低的负异常区，最低可达-570×10-5m·s-2，而青藏高原四周均被一巨大重力梯度带((60~20)×10-5m·s-2·km-1)所围限(王谦身等，2008；相鹏和刘展，2008；张先等，1995；张季生等，2009；张永谦等，2010).这一环绕青藏高原四周的重力梯度带经兰州到天水转向西南，即沿龙门山向西南延伸.贯穿川西的龙门山重力梯度带只是上述巨大重力梯度带中的东界，並在天全以南分为两支，西支与青藏高原重力梯度带重合，向西南方向延伸；东支向东南方向伸展，直抵遵义附近.本研究区为负异常区，异常值由西向东逐渐增大，由龙门山构造带向东西两侧，重力梯度带变化逐趋平缓.龙门山重力梯度带东侧的内江—江津一带分布具有一定规模的局部重力高，如重庆—万县，遵义—武隆和南充—巴中—石泉等是导致该重力高的主要原因之一，即应为Moho界面的局部隆起.
对比该研究区的布格重力异常场(图 8)和航磁 异常场(图 5)清晰可见，其异常走向、异常圈闭形态及强、弱变化势态均相关，说明该区重力场与磁场是出自同一个场源，只是在场源深度和介质及构造属性上存在差异.
 | 图 8 布格重力异常图(异常单位为mGal)(张季生，2009) Fig. 8 The map of Bouguer gravity anomaly (abnormal unit mGal) |
汶川MS8.0级地震的七万多次余震分布与其周边区域P波速度结构分布给出了龙门山及邻区1、10 km和20、30 km深度的P波三维速度结构(雷建设等，2009；石玉涛等，2013；吴建平等，2009；赵珠等，1997)(图 9).龙门山及邻区10~20 km深度的P波速度结构，不论在异常分布走向上，分区特征上，还是其所反映的断裂构造上均与航磁异常场分布特征具有较好的可比性(图 5，图 6)；高速异常区基本对应着高磁异常值，反之低速异常区对应着低磁异常值.四川盆地地震P波速度异常在中、下地壳呈现出大范围的高速异常，呈现出稳定块体的特征；而该盆地在磁异常上显现为稳定的高磁特征.就松潘—黑水这一条界带而言磁异常以此条带把松潘—甘孜块体分为两部分；P波速度亦以此条带作为分界把甘孜—松潘截然分为两部分，即不同於通常人们所认为的连续分布样式；这说明航磁异常与10~20 km深度处介质基本属性和结构特征相近.总之，研究区的航磁异常场展布、梯度变化和延拓图像与地震P波三维速度结构在异常深度和分区特征上均具有内在的联系及可比性.
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图 9 龙门山断裂带及周边区域的地壳P波速度异常分布(雷建设，2009) 1、10、20、30 km的速度异常分布；图中黑线为主要断裂. F1：龙门山前山断裂； F2：龙门山中央断裂； F3：龙门山后山断裂； F4：青川—平武断裂； F5：鲜水河断裂； F7：甘孜—理塘断裂. Fig. 9 The distribution of crustal P-wave velocity anomaly in Longmen orogenic belt and its adjacent areas 1 km, 10 km, 20 km, 30 km velocity anomalies;the black line of Fig. is the main fracture. F1: Longmenshan frontal fault; F2: Longmenshan central fault; F3: Longmenshan back fault; F4: Qingchuan-Pingwu fault; F5: Xianshuihe fault; F6: Xiaojiang fault; F7: Garzê-Litang fault. |
磁异常的水平分辨率较强，可依岩石磁性差异所显现的磁异常差异及介质属性变化识别断裂构造；诸如航磁异常的梯级带，正、负异常的界带，正或负异常的极值轴和异常走向急剧变化处或交汇处.基于龙门山造山带及邻区的航空磁异常场可以识别出12条断裂(图 10)，龙门山断裂系、松潘—黑水断裂、鲜水河断裂及鲜水河ES方向延长线与理县NWW向断裂的在磁异常分析中占有比较重要的地位.显见，对一系列断裂构造及纵向和横向的延伸均可用磁异常场特征来识别，而且它们在磁性结构上属较重要的界带.这些特征性的断裂属性和界带如松潘—黑水断裂带控制了甘孜—松潘地带的次级构造；鲜水河断裂带的ES向延长线属四川盆地与川滇的分界；理县的NW-NWW向的界带和近东西向分布的高磁性物质把整条龙门山断裂系拦腰切断，使龙门山断裂截然分为北东、南西两段；这两段不论在浅表层构造活动上，还是在地震“孕育”、发生和地震的破裂效应以及余震分布上均起到一定的制约作用.
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图 10 航磁异常的展布与断裂构造分布图 1: 松潘—甘孜地块；2：龙门山断裂带；3：四川盆地； F1：松潘—黑水断裂； F2：文县—理县—泸定断裂； F3: 茂县—汶川断裂； F4: 北川—映秀断裂； F5: 都江堰—江油断裂； F7：龙泉山断裂； F8：简阳—武胜断裂； F9:华蓥山断裂； F10: 马尔康—理县断裂； F11：岷江断裂； F12：陈家坝—江口镇断裂； F13：峨眉—宜宾断裂； F14：鲜水河断裂； F15: 安宁河断裂； F16:东昆仑断裂; F17:鲜水河ES延伸 甘洛—雷波北推断断裂. Fig. 10 The distribution map of aeromagnetic anomalies and faluts 1: Songpan-Garzê fold; 2: Longmenshan Mountain fault zone; 3: Sichuan Basin; F1: Songpan-Heishui fault; F2: Wenxian-Lixian-Luding fault; F3: Maoxian-Wenchuan fault; F4: Beichuan-Yingxiu fault; F5: Dujiangyan-Jiangyou fault; F7: Longquan Mountain fault; F8: Jianyang-Wusheng Fault; F9: Huayingshan Fault; F10: Markang-Lixian Fault; F11: Minjiang fault; F12: Chenjiaba-Jiankouzhen fault; F13: Emei-Yibin fault; F14: Xianshuihe fault; F15: Anninghe fault; F16: East Kunlun fault； F17: Tianquan-Emei- Xingwen fault. |
松潘—黑水断裂(F1)：该断裂走向北东，从松潘东南12 km和黑水东南10 km处通过，在磁异常特征分析中该断裂是一条重要断裂.断裂以东属平武—理县低缓正异常区；断裂以西属若尔盖—红原—马尔康零值区.
文县—理县—泸定断裂(F2)：断裂走向北东.北从文县开始，中间从理县东南侧10 km处经过，南至泸定以南，全长超过500 km.该断层面向西倾，是推覆逆冲的显示.
茂县—汶川断裂(F3)：又称龙门山断裂带后山断裂.走向北东，南西端在映秀西与另一条近南北向F4断裂(F4南段又称芦山—金河镇断裂)相接，也可能这两条断裂原为一条断裂，后由映秀、漩口附近存在一个北西向断裂把它错段并造成现今的格局.该断裂是松潘—甘孜造山带与龙门山之间的一条大型断裂带，具有逆冲走滑运动性质，可能属于深大断裂.
北川—映秀断裂(F4)：该断裂又称龙门山构造带中央主断裂.走向北东，西南端在映秀附近与F3合并构成F4的南段，该段走向近南北，又称芦山—金河镇大断裂.以此断裂为界，断裂西侧为龙门山高山区，海拔高程在4000~5000 m，东侧则为海拔高程约为1000~2000 m的中低山区，地貌反差显著.它在龙门山构造带几条主干断裂中显示出较强的活动性，汶川8.0级大地震主震区就发生在该条断裂上.
都江堰—江油断裂(F5)：又称龙门山前山断裂，走向北东，在北边与F12相交，由F12的作用，使F5向西发生平移错动约8 km左右，然后延青川方向北西向延伸.在南边都江堰附近，同样受到另一条断裂或构造运动的作用，发生向西平移近10 km，然后向西南延伸在金河镇附近与F4汇合成一条断裂.据资料(滕吉文等，2010)介绍，该断裂西北盘相对上冲，且具右行走滑运动的脆性破裂特征(滕吉文等，2010).在重力场上，与前两条断裂一样，位于较宽、较缓的梯级带上.
龙泉山断裂(F7)：该断裂沿龙泉山走向，在南段走向呈北东向，北段近北北东向走向，并与F12相汇，全长200 km，在四川盆地该断裂是一条重要断裂.
简阳—武胜断裂(F8)：F8断裂呈北西向，把川中强正磁异常分成两部分.
华蓥山断裂(F9)：沿华蓥山脉展布.西南部北东东走向.且与宜宾断裂相交，向北改为北东向与F8相交，北止万源，全长近500 km，该断裂亦是一条重要断裂.
马尔康—理县断裂(F10)：北西走向.断裂较小、较短、全长只有80 km.该断裂位于磁异常方向改变的弯曲处与龙门山断裂同是负磁异常显示.
陈家坝—江口镇断裂(F12)：近北西西走向，该断裂南部基底平坦且较浅；北部基底起伏较大且深于南部.
峨眉—宜宾断裂(F13)：又称乐山—宜宾断裂.走向北西，总长度近220 km.是四川盆地的西南边界断裂.西起雅安东南峨眉附近，向东延伸到宜宾，其间被龙泉山断裂切割成两段.
鲜水河断裂(F14)：Y字形断裂之一.
安宁河断裂(F15)：滇西的重要断裂.
东昆仑(F16)：它作为松潘甘孜的北界，是一条非常重要的断裂.
鲜水河ES延伸甘洛—雷波北推断断裂(F17)该断裂是由磁异常推断的，系四川盆地与川滇的界带.
4.2 不同磁性区(带)的结晶基底起伏四川盆地结晶基底构造存在分区性，磁性体上界面形态可近似的表征结晶基底的起伏和异常变化.以Parker法快速反演求得的磁性界面深度(以m为单位)示于图 11.图中明显的展示出川中地区一北东向隆起带：在乐山—南充一线，呈NE向展布，在它的SE和NW两侧均为凹陷区，乐山—犍为至资中为第一阶地，并向南充—武胜第二阶地平昌南收敛.川西北凹陷条带：走向NE，阆中、通江凹陷可能与大巴山凹陷相连，大部分基底为一套由弱-无磁性的变质岩组成；巴中—阆中负磁异常以西绵阳—德阳磁性特征呈现相对高值，故推测其相当于中酸性杂岩体的磁性.在龙门山断裂系以东，凹陷由西向东逐渐抬升；川东南凹陷：位于华蓥山(图 10中F9)以东，大足一带，磁场强度相对较高，故推断其为中基性杂岩体所致.但向滇东、贵州地区扩展时仅能在总体上呈现为微弱的负磁异常背景.川南凹陷：位于宜宾—内江一带其地壳物质磁性较弱，且上界面埋深较深.龙门山造山带磁性体上界面形态也归属于凹陷条带，但与川西北凹陷条带所不同的是龙门山基底埋深是由东向西逐渐抬升的.
 | 图 11 磁性体上界面埋深分布图 Fig. 11 The depth map of magnetic body |
龙门山一带(广元—宝兴一带)下界面估算深度较浅，即27～29 km；川西北巴中、平昌、阆中附近最浅为17～20 km；川中南充—武胜一带最深达35～38 km，峨眉—犍为地区次之31～32 km，这些深度位于下地壳或上地幔盖层内，这便证明在这一地带影响磁场强度的磁性源层可达下地壳；川东重庆、泸州下界面逐渐变浅.
5 龙门山及邻近地域航磁异常场与汶川大地震航磁异常对构造识别、岩相特征有着很好的分辨率；此次汶川大地震的发生、发展与岩石属性存在必然的相关性，故导致磁异常与汶川大地震的关系亦相应加强.
5.1 汶川地震主、余震分布特征(1)汶川地震主、余震分布
汶川地震的余震达7万余次，其走向分布为NNE，延伸长达330 km 左右，即主要集中在龙门山所辖三条断裂带范围内，即宽度约30～60 km 的区带内，在其西南段局部地区宽度可达60 km以上.北川附近的余震带多出现在两条相互平行的条带内，西侧条带长约80 km.从NE向余震分布地带的西南端到中段安县一带，中央主断裂和前山断裂之间仅有少量余震分布.在北川东北50 km附近，余震分布呈现出明显的转折，而在余震带的最北段，余震分布却出现分叉现象.余震序列的震源深度总体上为西部深、东部浅.
龙门山断裂带西南段与中、北段在岩石物性和应力积累水平上存在差异，这便决定了汶川MS8.0级大地震为沿龙门山断裂带呈北东向展布的单侧破 裂(易桂喜等，2010a；易桂喜等，2010b；易桂喜等，2011).基于区域的应力积累水平和岩性特征，它们可能共同控制着主震和中、强余震的时、空分布.
(2)地震分布与磁异常的定性分析
汶川MS8.0大地震和4级以上主要强余震基本上分布在龙门山断裂系中段清晰的负磁异常条带内，且多为磁性较弱的沉积岩覆盖(图 12)；而丹巴—灌县走向近EW的连续高磁性团块带将龙门山断裂系分成两段.在这里需要论及的是它们伴生的弱负磁异常带是此次强烈余震向NW方向延伸的位置.分布在理县附近NWW向断裂两侧的彭灌和宝兴杂岩，磁异常的特征是不同的，彭灌杂岩显示为正异常，而宝兴杂岩显示是微弱负异常;即说明彭灌和宝兴杂岩的岩石组构不同.这与新元古代宝兴杂岩在岩石组成上、岩相上(刘树文等，)和彭灌杂岩有关，新元古代宝兴杂岩主要为由中低级变质岩组成的原始岩浆部分熔融，在上升和侵位过程中受到了地壳岩石强烈混杂所致；而彭灌杂岩岩体成因、成岩物源(张沛等，2008)却与宝兴杂岩不同，彭灌杂岩为侵入的杂岩体，主要由中酸性侵入岩组成，与正常壳源钙碱性花岗岩相比，彭灌杂岩显示出更高的Mg值；这表明彭灌杂岩可能是底侵的幔源岩浆与下地壳物质熔融的混合结果.显然，这两个杂岩体的差异不仅仅是形态、物质组成和几何形态上各异，而且很可能还存在着足以导致物质运动状态改变的其他因素；这很可能是汶川地震的余震集中分布在彭灌杂岩段及向北东延伸段的原因之一.
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图 12 磁异常与地震分布图 图中空圈为地名，黄色实圈地震分布. Fig. 12 The distribution map of magnetic anomalies and earthquake The circle indicated cities location, the yelow solid circle indicated earthquake. |
(1)沿31°N的磁异常特征及磁源深度分布
航磁异常中沿31°N分布着丹巴—都江堰连续、串珠、团型高磁异常；为了深入研究航磁异常和汶川地震及龙门山造山带之间的关系，在磁异常的网格中沿31°N方向截取一剖面，并以其原始经化极处理后的数据(纬度剖面)向上延拓5、10、20 km、30、40 km，其结果示于图 13.在31°N纬度剖面可以看到丹巴、灌县西、三台西弱正异常及南充—内江强正异常.丹巴、小金、灌县西—彭县之间为近EW走向比较连续团块状高磁性异常体，此高磁异常是杂岩带的磁性表征，而南充—内江强正异常是稳定高磁性的四川盆地的表征.
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图 13 沿31°N的磁异常及向上延拓剖面图(由西向东) 本图横坐标系距离(km)纵坐标系磁异常值(单位nT)；红色线条示原始图像；黑色、蓝色、绿色、黄色、紫色依次为向上延拓5、10、20、30、40 km剖面图. Fig. 13 The distribution of magnetic anomaly and upward extending profile along the latitude 31° (from west to east) (Units：nT) red lines show the original image; black (5 km), blue (10 km), green (20 km), yellow (30 km), purple (40 km) of upward extending result. |
31°N剖面的磁源深度估算结果示于图 14，灌县以西即松潘甘孜地块磁源深度平稳，松潘—黑水—金山以西或称之为若尔盖—红原—马尔康磁源深度尤其平稳，均维持在12 km深度左右，而向东 在平武—理县磁源深度有所加深，深度在15~20 km. 龙门山断裂系以东进入四川盆地后磁源深度急剧加深，三个次级磁性单元中川西、川中磁源深度很深能达到30 km;而川东南磁源深度逐渐变浅至15 km左右.
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图 14 沿31°N磁异常、导数、磁源深度分布图(由西向东) 第一行示原始磁异常(黑色)与极化异常(红色)； 第二行示磁异常水平与垂向导数； 第三行示磁源深度. Fig. 14 The distribution of magnetic anomaly，derivative and the depth of the magnetic body profile along the latitude 31° (from west to east) The first line shows the original magnetic anomaly (black) and polarization anomalies (red); the second line shows the result of vertical derivative and horizontal derivative; the third line shows the depth of magnetic body inversion results. |
(2)近EW(NWW)走向团块状磁性体分布的不均匀性
图 13中丹巴、灌县西—彭县之间高磁性团块状高磁异常体(包括彭灌杂岩、丹巴岩体等)，具有西强东弱、东浅西深的特征，其产状均向西倾斜.而当该正异常向上延拓30 km后仍存在微弱异常，说明这些高磁性物质并不单纯存在于地表或地壳浅层.
龙门山造山带与川西高原的低磁异常区沉积地层较厚，四川盆地的稳定高磁性质及川中磁性体上界面的隆升、下界面的凹陷均共同显示了盆-山耦合的深层动力过程.在区域构造上清晰可见青藏高原东北缘的壳、幔物质在东西向拉张作用下向东南方向运移，龙门山断裂系受迫不断向上抬升、逆冲，高速、高密度和高电祖率的近刚性四川盆地则强烈阻隔，故导致在龙门山地带应力集中且深部物质与能量进行着强烈交换和运移(滕吉文等，2008，2009).显见在这一地带应力集中构成了强烈地震的孕育、发生与发展的边界条件，故大地震在此发生.
5.3 航磁异常与汶川地震主、余震分布的关系(1)沿龙门山NE向磁异常剖面向上延拓及磁源深度特征
① 由31°N、103°E开始向NE方向延伸至青川附近的磁异常展布与四级以上强余震分布的相关性(图 15)可见，龙门山断裂系确具有分段性特征，小鱼洞地表破裂带、映秀—北川断裂带与彭县—灌县断裂带的交汇促使该地带构造的活动性增强和异常呈特异的展布.由小鱼洞到理县方向存在一条宽度超过60 km、走向近于NNW且近垂直于龙门山北东走向的余震分布条带.根据磁场特征NE走向的 龙门山断裂系存在空间差异，以31°N、103°E—104°E 作为分界使之分为南、北两段，这一地带的近EW向团块状高磁性物质的断续出现说明，龙门山断裂系的南、北两段物质属性、构造活动特征亦存在差异.
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图 15 磁异常剖面与余震分布图 (a,b)截取NE向剖面的位置；(c)汶川序列ML≥3地震分布(2008-05-12—2011-06-14)；深蓝：2008年；黄色：2009；绿色：2010；红色：2011. 紫色： ML≥5地震；(d)活动断裂、M≥6.0震源区、汶川MS8.0级地震及其M≥5.0余震震中分布. Fig. 15 The magnetic anomaly profiles and distribution of aftershocks (a,b) the interception section of the NE direction; (c) Wenchuan earthquakes sequence ML≥ 3 distribution (2008-05-12—2011-06-14); Blue, 2008; Yellow, 2009; Green, 2010; Red, 2011, Purple, ML ≥5 earthquakes; (d) active faults, M≥6.0 focal region, Wenchuan MS8.0 and M≥5.0 earthquake epicenter distribution of aftershocks. |
② 从截取段(取名青川剖面，NE走向)的原始数据(图中紫色曲线所示，其异常值以左边纵坐标标识，单位nT)和向上延拓5、10、20、30、40 km的图像(其延拓值以右边纵坐标标识，单位nT)(图 16)，中，可见其SW和NE两侧均处于磁异常的高值区，从SW开始磁异常急速下降、变化梯度较大.
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图 16 磁异常、向上延拓与地震分布的相关剖面图 上部为截取NE向剖面的磁异常(紫色)及向上延拓5(红色)、10(绿色)、20(浅蓝色)、30(深蓝色)、40 (黑色)km；下部为地震分布. Fig. 16 The Correlation profile of upward continuation magnetic anomaly and the distribution earthquakes The upper map：NE direction magnetic anomaly (purple)、upward extending 5 km (red)、10 km (green)、20 km (light blue)、30 km (dark blue)、40 km (black). The lower map： The distribution of earthquakes. |
③ 在理县附近磁异常进入缓变下降状态，由于NWW向负异常条带的介入即NWW向构造与NE向龙门山断裂系的交汇处余震分布亦呈NW向展布；汶川—茂县是一个较强的负异常区，茂县—北川磁异常则由局部抬升后又继之进入另一个宽缓的负异常区(北川为中心).
④ 平武附近磁异常有所抬升，继之呈高梯度变化急速抬升，至青川地带后磁异常进入另一个高磁性的构造单元—即秦岭造山带构造区(米仓山).这一变化的交替过程和梯度变化呈现出一个明显事实，即磁异常场高梯度变化带的拐点附近往往伴随着强余震的发生，在磁异常向上延拓和强度低缓变化地带则往往表现为强余震的断续区(陈运泰，2008；王卫民等，2008)(即破裂过程中的明显间断或称空区).
⑤ 理县—都江堰地带强余震和一系列小余震的近NW向加宽，可能是由于近EW向团块状磁性体链(丹巴—彭县)与NE向龙门山断裂系在这里错综交汇所致.其必与NE向和近EW向断裂在深部强烈活动相关.
基于上述显见，磁异常场的展布特征与汶川MS8.0大地震和7万次余震分布有关.另外龙门山断裂系的中、上地壳介质具高波速特征，即高强度属性介质有利于震源区及其相邻地域的能量积累；可能对震源区介质破裂效应产生制约.未来地震的孕育、发生和发展能否突破这一交汇区而向SW方向发展，是否还蕴藏着新的地震活动区(带)，特别是“Y”字形构造的交汇地域应给予特别的关注.
(2)区域航磁异常场对汶川MS8.0 级大地震及强余震活动界带的制约
汶川地震序列从彭灌杂岩南缘开始破裂，主震与余震的破裂均沿长约350 km、宽约30~50 km 的NE向断裂系展布，而破裂带宽度和空间分布形态均存在明显的分段性，坚硬的彭灌杂岩对余震的分布和介质破裂过程可能起到重要的控制作用；综合震源机制解和地震破裂过程(陈运泰，2008；王卫民等，2008)说明，由于具有较强磁性，故坚硬的彭灌杂岩底部在长期应力积累作用下会发生破裂，侵位于映秀断裂和茂汶断裂之间的彭灌杂岩体，它表现为“无根”、且向西倾及倾角近70°较陡的特征.该杂岩体是由岩浆岩和变质岩组成不易破裂，一旦在深部辐射能量作用下该岩体内会产生应力高度集中并在瞬时间冲破重围将来自震源深处的巨大的能量释放.近EW向的高磁性物质条带可向下延伸抵震源深处以下，故在岩相结构差异上起到了阻隔由NE向展布的余震向SW方向延展；正是由于这种阻隔作用造成了沿龙门山断裂系的单侧(NE)破裂和一系列余震的特异分布，形成了SW宽、向NE方向逐渐变窄的势态，又由于北部西秦岭造山带高磁性物质的阻隔作用，故制约着沿龙门山断裂系展布的余震持续向北延展，即仅呈现在该断裂带以南(SW)地带.
(3)芦山MS7.0地震的发生
2013年4月20日08时02分，四川省雅安市芦山县发生MS7.0 级强震(简称芦山地震).根据中国地震台网中心测定的结果，震中位置为30.3°N，103.0°E，震源深度13 km. 据四川地震台网统计，截至4月27日12时，震源区共记录到3811次余震，其中ML5.0~5.9 8次，ML4.0~4.9 43次，ML3.0~3.9 233次. 芦山地震是继2008 年5月12日汶川MS8.0 级大地震后，川西地区发生的又一次严重破坏性的地震.芦山地震发生在龙门山断裂带西南段，距汶川MS8.0级主震约87 km. 两个余 震区之间存在明显的空段，地震空段长度约为45 km.
图 17系汶川、庐山地震分布及地震台站和断裂分布图，数据来源于四川地震台网和流动地震台站 的ML0.0～5.5观测数据(房立华等，2013)；芦山地震的余震主要分布在中新生代盆地内部，与地质资料对比发现，余震区的西侧和北侧是大面积出露的宝兴杂岩体，宝兴杂岩的剪切强度和摩擦强度都较大，不易破裂和滑动.近震体波走时层析成像结果也显示宝兴附近的上地壳表现为高速异常(吴建平等，2009).与宝兴杂岩体对应的高速异常体在一定程度 上控制了余震的分布，阻止了余震进一步向西北扩展.
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图 17 研究区地震台站和断裂分布图 主要断裂名称: F1, 汶川—茂汶断裂; F2, 北川—映秀断裂; F3, 江油—灌县断裂; F4-1, 双石—大川主断裂; F4-2, 双石—大川分支断裂; F5, 大邑断裂; F6, 蒲江—新津断裂; F7, 鲜水河断裂; Fx, 性质不明断裂. 断层数据 (引自第五代全国地震动参数区划 图)和徐锡伟等人的研究结果 Fig. 17 The distribution map of seismic station and Faults Main Fault: F1, Wenchuan-Maowen Fault; F2, Beichuan- Yingxiu Fault; F3, Jiangyou-Guanxian Fault; F4-1, Shuangshi-Dachuan primary Fault; F4-2, Shuangshi-Dachuan subordinate Fault; F5, Dayi Fault; F6, Pujiang-Xinjin Fault; F7, Xianshuihe Fault; Fx, Unknown Fault. The fault data was cited from the study results by Xu Xiwei et al. |
汶川地震8.0和芦山7.0级地震同样发生在龙门山断裂系所辖范围内，但汶川地震位于龙门山断裂带北、中段；而芦山地震位于龙门山断裂带南西段，且与主中央断裂带关系不确切，中间又有空段；两个地震被前述NNW(近EW)向强磁性物质隔断，芦山地震始于前述航磁异常识别的鲜水河ES延伸甘洛—雷波北推断断裂与龙门山断裂系的交汇部位，余震的分布在龙门山的南部与宝兴杂岩有关.
5.4 汶川地震发生的动力学模式探讨汶川地震发生在活动的巴颜喀拉块体与相对稳定的四川盆地之间的龙门山断裂系辖区内，由于青藏高原东北缘深部下地壳和上地幔盖层物质向东南方向运移、减薄与抬升，而其顶部滑移面为上地壳低速层和低阻层，下部滑移面为上地幔低速层顶面(深度为100±10 km)(滕吉文等，2008，2009，2010).地壳中以深度为20±5 km处的滑移面与上地壳解耦，故上地壳并未参与深部物质运移，由于该低速层以下深部物质对上地壳的拖拽作用，故地表浅层亦未能产生物质的大规模运动，仅为沿断裂形成一系列大小不等的叠置推覆体.下地壳和上地幔盖层与软流圈解耦，并构成了下滑移面，这便为中、下地壳及地幔盖层构成了运移的通道.这上、下两滑移面之间的下地壳与上地幔盖层物质在四川盆地深部“刚性”物质强力阻隔下物质不能向东南方向“挺进”，则迫使其整体沿龙门山断裂向上运动；待向上运移的物质与龙门山茂县—汶川、映秀—北川以及都江堰—江油等以不同角度西倾的三条断裂、向下在15±5 km深处汇聚，并与由深部向上运移的下地壳和上地幔盖层物质强烈碰撞时，在深部汇聚成为一条具一定宽度剪切断裂带(与地表断层带相比)，故沿龙门山断裂系深部连续呈现出阶状且近同步错动的5个大于7.0级的地震组构成一条长达300 km的“破裂链”(滕吉文等，2010)，并导致汶川8.0级强烈地震的发生.
6 结论基于对龙门山断裂系及相邻地域航磁异常场特征和区域构造格局及一系列余震的展布特征分析了磁异常与汶川MS8.0和芦山MS7.0地震发生与发展的相关性和对其动力学响应进行了研究和探索，並取得了以下基本认识：
1)依据龙门山及邻域磁异常场展布特征，可把该地域分为三大异常区，即松潘甘孜异常区; 龙门山负异常带; 四川盆地异常区；每个异常区又可以细分为数个次级磁性单元. 松潘—甘孜块体即低缓正磁异常区：以松潘黑水为界，把松潘甘孜块体细分为东西两个次级磁性单元；四川盆地异常区又可以细分为三个次级磁性单元，即川西正负异常跳跃异常带;川中正异常区;川东南低缓异常区.航磁异常与重力布格异常和龙门山及周边区域P波三维速度结构的研究结果的对比研究，有利于对该区强烈地震孕育、发生和发展的理解.
2)航磁异常边界场效应与断裂识别密切相关：除识别地质公认16条断裂外，还重点分析了松潘—黑水断裂、鲜水河断裂的SEE向延长线及理县近NW向界带，这些重要界带构成了构造分区的依据.
3)关于龙门山负异常条带，由于小金、彭县、灌县团块状高磁性物质将负异常链带状龙门山断裂系切割为NE与SW两段，对该区地震的活动，强烈地震向SW方向发展起到了阻隔作用，而汶川地震的主震与余震均分布在龙门山断裂系的NE段.这次大地震始于高磁性体、向NE方向穿越了不同磁场强度和梯度的异常带，传播于弱磁性岩体之中，并终止于高磁性区.北部秦岭高磁性造山带也起到了阻隔作用，並将汶川MS8.0大地震后的一系列余震限定在西秦岭以南地带.
4)从磁源深度计算，高强度磁性体向下可延伸抵震源深度(15±5 km)以下，证实了磁性体(岩石属性)和三条以不同角度西倾的断裂向下收敛和强烈碰撞与强烈地震的“孕育”、发生、发展相关，在大梯度变化带处往往伴随着强余震的发生，而在低强度和低梯度地带则呈现出地震活动的局部空区.
致谢 国土资源部的航磁数据中心王平主任、熊盛青总工为我们提供了大比例尺的网格数据；吉林大学的孟令顺研究员、马国庆博士和武汉地质大学的刘天佑教授等在反演计算中给予了大力协助，在此一并表示感谢.| [1] | An Z C, Tan D H, Wang Y H, et al. 1996. Magnetic anomalies for Qinghaixizang(Tibetan) plateau and adjacent region derived from MAGSAT data. Acta Geodaetica et Cartographica Sinica(in Chinese), 25(3):221-225. |
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