据中国地震台网测定，北京时间2017年8月8日21点19分46秒，在四川省阿坝藏族羌族自治州北部的九寨沟县发生了M_S7.0地震，震中位置为103.843°E，33.217°N.地震时正值旅游季节，截止8月13日20时，共造成25人死亡，超过500人受伤，并对周边房屋和道路造成了很大破坏.这次地震是继2008年汶川M_S8.0地震和2013年芦山M_S7.0地震之后，青藏高原东缘地区在不到十年的时间内发生的第三个震级M_S7.0以上的的强震.从区域构造上来，这次地震发生在我国著名的南北地震带中段的东昆仑断裂带东端和岷江断裂带的交汇区域，属于巴颜喀拉块体的东边缘(Burchfiel et al., 1995; Yeats, 2012).区内地质构造非常复杂，历史强震频发.该区域因地处高山峡谷地区，且植被茂盛，相关的断裂构造及其与强震的关系缺少深入研究.

东昆仑断裂带是青藏高原东北缘一条重要的活动变形吸收和转移的大型断裂带(Molnar and Tapponnier, 1975)，被认为是承担青藏高原向东挤出运动的重要通道之一(Tapponnier et al., 2001).该断裂西自阿尔金断裂，向东经阿尼玛卿山、玛沁和玛曲，最东延伸至岷山一带，总长达1600 km(Yeats, 2012)(图 1a).构造上它是巴颜喀拉地块和柴达木块体的边界断裂，地貌上表现为南侧低缓连续的高原面与北侧由活动褶皱造山带和山间盆地区的陡变分界.晚第四纪滑动速率研究表明，东昆仑断裂的中、西段(92°E—100°E)具有均一稳定的约10~12 mm·a^-1的左旋滑动速率(Harkins et al., 2010; Li et al., 2005; Van der Woerd et al., 2000, 2002)，而东段(100°E—102°E)的左旋滑动速率则从约6~7 mm·a^-1(Harkins et al., 2010; Kirby et al., 2007)降低至玛曲附近的约3~5 mm·a^-1(Kirby et al., 2007; 李陈侠等, 2011)，至最东端的塔藏断裂为1.4~3.2 mm·a^-1(Ren et al., 2013b)(图 1c).东昆仑断裂带上向东减少的左旋滑动被认为转移到南侧的阿万仓断裂和北侧的白龙江断裂、光盖山—迭山断裂和西秦岭断裂带等走滑断裂上(李陈侠等, 2016; 郑文俊等, 2013)(图 1b).而在东昆仑断裂带东端，作为东昆仑断裂带最东段的塔藏断裂与其东端的其它构造是如何进行转换的，目前仍存在较大的争论，共有三种观点：(1) 认为东昆仑断裂带上的左旋走滑继续沿近东西向构造，最东至汉中盆地(Wang et al., 2013)；(2) 认为东昆仑断裂带东端的左旋走滑主要转移到东南方向的岷江断裂和虎牙断裂带上的左旋走滑(李勇等, 2006)；(3) 认为东昆仑断裂带东端的左旋走滑并未向东传播，而是主要转换为其南侧近南北向构造(包括岷江断裂和虎牙断裂)上的地壳缩短(Kirby et al., 2007; Ren et al., 2013b).东昆仑断裂带东端的构造转换决定了该地区的强震孕震环境，但上述观点只是概念模型，均缺少定量研究资料的证据.

图 1

Fig. 1

图 1 东昆仑断裂带的几何展布与晚第四纪滑动速率向东空间变化特征 (a)青藏高原及周缘主要断裂及块体划分.断裂：ATF, 阿尔金断裂；HF，海原断裂；JLF, 嘉黎断裂；KF, 东昆仑断裂；XF，鲜水河断裂；RF，红河断裂.块体：(1) 柴达木块体，(2) 巴颜喀拉块体，(3) 川滇块体；(b)东昆仑断裂带几何展布与历史强震，断层目录修改于(Ren et al., 2013a; Xu et al., 2009)，地震目录来源于(国家地震局震害防御司, 1995; 中国地震局震害防御司, 1999)，强震震源机制来自于哈佛CMT目录；(c)东昆仑断裂晚第四纪滑动速率自西向东空间变化，滑动速率值来源于断错晚第四纪地貌定量研究结果(Van der Woerd et al., 2000, 2002; Kirby et al., 2007; Lin and Guo, 2008; Harkins et al., 2010; 李陈侠等, 2011; Ren et al., 2013b; 张军龙等, 2014). Fig. 1 Fault trace of the Eastern Kunlun fault zone and eastward spatial variation of its slip rate along fault strike (a) Major boundary faults and blocks of the Tibetan Plateau. Faults: ATF, Altyn Tagh fault; HF, Haiyuan fault; JLF, Jiali fault; KF, Kunlun fault; XF, Xianshuihe fault; RF, Red River fault. Blocks: (1) Qaidam-Qilian block; (2) Bayan Har block; (3) Sichuan-Yunnan block. (b) Geometric distribution and strong earthquakes along the Eastern Kunlun fault zone. Historical earthquakes are from China Earthquake Administration(1995, 1999). Fault data are modified after Xu et al. (2009) and Ren et al.(2013a). Focal mechanisms compiled from Harvard CMT. (c) Spatial variation of slip rates along the Eastern Kunlun fault. Slip rates are from displaced landforms by Li et al. (2005) (white circle), Van der Woerd et al. (2002) (white box), Eric Kirby′s group (black dot) including Kirby et al. (2007), and Harkins et al. (2010), Li et al. (2011), and Lin and Guo (2008), Ren et al.(2013a) and Zhang et al.(2014).

本文在区域地震构造活动特征、历史地震和现代地震总结的基础上，通过已有研究和中国地震活断层探察—南北地震带中北段项目对区域主要构造的晚第四纪活动特征定量研究，同时结合现今GPS变形场，构建了东昆仑断裂带东端的构造转换模式；利用2017年九寨沟地震的震源机制解、地震破裂过程和应急科学考察等资料，讨论了本次九寨沟地震的孕震环境和机制.该研究不仅有利于认识巴颜喀拉块体东边界的孕震构造，而且对理解青藏高原东缘的大陆动力学机制也具有重要意义.

青藏高原的向东运动及其与四川盆地的挤压碰撞，造就了巴颜喀拉块体东缘陡立的地貌特征和复杂的构造格局(Burchfiel et al., 1995)(图 1a).该地区构造晚第四纪活动强烈，块体南北边界分别表现为北西向的鲜水河断裂带和北西西向的东昆仑断裂带上约10 mm·a^-1的左旋走滑，而东边界主要表现为北东向的龙门山断裂带和近南北向的岷江断裂和虎牙断裂上的逆断作用(Yeats, 2012).龙门山断裂带是青藏高原东缘主边界断裂，由多条近平行的分支断裂组成，主要表现为逆冲兼右旋走滑，单条断裂晚第四纪滑动速率均不超过1 mm·a^-1，整个断裂带地壳缩短速率约为3 mm·a^-1 (Zhang et al., 2010).而在高原内部与龙门山断裂带近平行的龙日坝断裂带(图 1b)，以右旋走滑为主，晚第四纪滑动速率约为5.4 mm·a^-1 (Xu et al., 2008)，其与龙门山断裂带共同分担青藏高原在东缘的变形分配(Ren et al., 2013a).东昆仑断裂带作为巴颜喀拉块体的北边界，其晚第四纪左旋滑动速率向东降低，至最东段的塔藏断裂降至1.4~3.2 mm·a^-1(Ren et al., 2013b).塔藏断裂向东逐渐分解为多条次级断裂，走向从北西西转为近东西至北东向，包括哈南—稻畦子断裂、文县断裂等.为了便于论述，本文把塔藏断裂以东的这些分支断裂统称为文县断裂带(图 2).对于文县断裂带的几何展布和晚第四纪活动特征及速率，目前仍缺少可靠的地质证据.

图 2

Fig. 2

图 2 东昆仑断裂带东端主要构造特征 断裂基于(Ren et al., 2013b)，精定位余震结果来源于(房立华和吴建平, 2017)，震源机制解：谢祖军等(2017)、USGS(https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us2000a5x1 moment-tensor)、IG-CEA和IEF-CEA来自于http://www.csi.ac.cn/manage/eqDown/05LargeEQ/201708082119M7.0/zonghe.html).位置见图 1. Fig. 2 Major tectonics around the eastern termination of the Eastern Kunlun fault zone See location in Fig. 1. Fault data are modified from Ren et al. (2013b). Relocated aftershock data are from Fang and Wu (2017). Focal mechanism data are from Xie et al. (2017), USGS, IG-CEA and IEF-CEA.

岷江断裂带为岷山断块一条重要的断裂，构成了松潘—甘孜造山带和摩天岭地块的分界(周荣军等, 2000).岷山断块是一个近南北向的新构造隆起，与东西两侧的地貌存在截然的差别.北起贡嘎岭，向南经雪宝顶、雪姑寨、帽盒山，止于茂县以北的龙门山断裂带，横亘于近东西向的摩天岭构造带和北东向的东门扇构造带之间，构造了青藏高原东缘的一部分(图 2).从深部构造背景来看，岷山断块位于我国东西地壳厚度陡变带上，构成了中国西部强隆区和东部弱升区两个新构造单元分界(Chen et al., 1994).岷山断块的形成被认为与其东、西边界断裂的新构造运动特征有密切的关系(Kirby et al., 2000).虎牙断裂是岷山断块的东边界，横跨断裂从西侧的夷平面海拔为4200~4500 m的岷山高山区过渡为东侧的夷平面海拔为3200~3500 m的中低山区；岷江断裂和龙日坝断裂北段共同组成了岷山断块的西边界断裂，从岷江断裂往西高程逐渐降低过渡为若尔盖盆地(赵小麟等, 1994).而岷江断裂和虎牙断裂则主要表现为向东的逆断作用，构造地貌不显著，晚第四纪活动速率一般认为小于1 mm·a^-1(Chen et al., 1994; 李勇等, 2006)，但缺少可靠断错地貌的证据.

该地区位于我国南北地震带的中段，也是我国地震活动非常强的地区之一.巴颜喀拉块体的南边界的鲜水河断裂带上强震频发(图 1b)，包括1973年M7.6炉霍地震、1955年康定M7.5地震等(闻学泽等, 2011).北边界西段在2001年曾发生过昆仑山口M_S8.1地震，东段虽然无历史强震的记载，但古地震研究表明东昆仑断裂带玛沁—玛曲段在全新世以来至少发生过9次地表破裂型事件，其中最新一次事件发生在距今1000~1500年(Lin and Guo, 2008)，而塔藏断裂被认为在公元1488年曾发生过一次Mw ~7.0的强震(Zhang, 2017).在最近400多年中，巴颜喀拉块体的东边界共发生了12次6.5级以上的地震(闻学泽等, 2011)，包括发生在文县断裂带上的1879年文县M_S8地震、岷江断裂上的1933年叠溪M7.5地震、虎牙断裂带上的1976年平武两次M7.2地震和龙门山断裂带的2008年汶川M_S8.0地震(图 1b).2008年汶川M_S8.0地震造成了龙门山断裂带约300 km长的地表破裂带(Xu et al., 2009)，但其它地震缺少地表破裂带与发震构造的研究，从震源机制解来看，巴颜喀拉块体南北两边界主要发生走滑型地震，而东边界主要发生逆断型地震，与该地区的构造活动特征一致(图 1b).

该断裂段在1:20万地质图上曾归属于岷江断裂系，但在龙日坝断裂带1:5万活动断层填图的过程中发现其南端与龙日坝断裂带中段走向一致且空间上相连，向北走向从北东向逐渐转为近南北向，因此这里称之为龙日坝断裂带北段.该断裂段主要沿盖玛河和热摩柯河展布(图 3).在热摩柯河的上游，断裂断错沟床西岸的沟坡形成反向地形，表现为断错山脊和坡中槽地貌，但未见明显的冲沟和山脊水平断错(图 3)，表明在该处断裂主要表现为向西的逆断作用.

图 3

Fig. 3

图 3 龙日坝断裂带北段几何展布与断错地貌(位置见图 2) Fig. 3 Geometry and offset landforms in the northern Longriba fault zone

在盖玛河，断层沿沟床的东南坡展布，表现为线性地貌特征及东南边抬升的断错山脊(图 4).在盖玛河东南岸，发育其最大的一条支流——盖玛隆沟.沿盖玛隆沟，发育T2和T1阶地，拔河分别为2.5~3 m和1~1.5 m.在盖玛隆沟的南岸，断层断错了T2阶地，地貌上表现为一个显著的北北东向的陡坎，T2/T1之间的阶地陡坎也被右旋断错(图 4b).微地貌测量表明，T2阶地上陡坎高度为2.4±0.2 m，而T2/T1阶地陡坎被断错7±1 m(图 4c).

图 4

Fig. 4

图 4 盖玛河一带的断错地貌特征(位置见图 3) (a)盖玛河东侧线性断错地貌，白色箭头指示断层位置；(b)盖玛河东侧断错地貌解译结果；(c)盖玛隆沟断错微地貌测量图；(d)盖玛隆沟南侧T2阶地上断层陡坎地形剖面.修改于(Ren et al., 2013b). Fig. 4 Displaced landforms near the Gaima River See location in Fig. 3. (a) Linear features along the fault trace on the east side of the Gaima River. White arrows indicate the fault trace; (b) Geologic map of offset interfluves and alluvial terraces; (c) Topographic survey of offset terraces showing displaced the T2/T1 riser. (d) Topographic profile across the fault scarp on the T2 terrace. Modified after Ren et al. (2013b).

T2阶地沉积物下部为冲积相砾石层，上部为含有细砂层透镜体的冲积砂砾石层，顶部被灰黑色的土壤层所覆盖，其上部的细砂层透镜体的光释光年龄为9.01±0.88 ka(Ren et al., 2013b).T1阶地的沉积物下部为冲积相砂砾石层，中部为漫滩相的砂质黏土层，最上部为浅灰黑色的土壤层.从中部砂质黏土层取光释光样品，经测试年龄为1.17±0.11 ka(Ren et al., 2013b).这两个样品取样位置均接近于河流相沉积层的顶部，结合区域内河流阶地的研究结果(Ren et al., 2013a)，我们认为这两个样品大致代表阶地的废弃年龄.

为了确定T2阶地上的陡坎是否为断裂活动所致，在陡坎上人工开挖了一个小型探槽(Ren et al., 2013b)(图 4c).探槽长2 m，宽60 cm，深1.6 m，探槽中揭露的地层包括四个部分(图 5)：层4是一套含砾灰色砂质黏土层，可能代表T2阶地冲积堆积晚期的局部小沼泽相沉积，是探槽中最老的地层.层3为河流相砂砾石层，包括下部的灰色的砾石层(层3-3)、上部的棕黄色含砾粗砂层(层3-2) 以及位于层4之上的灰色砾石层(层3-1).层2由下部的大小混杂的崩积相碎屑堆积和上部的坡积相沉积组成，其应代表一个崩积楔.层1为含有大量植物根系的灰黑色土壤层.断层明显断错了层4和3，表现为逆断，但未断错崩积楔.

图 5

Fig. 5

图 5 盖玛隆探槽(位置见图 4c) Fig. 5 Photo and log of the Gaimalong Trench (see location in Fig. 4c)

崩积楔(层2) 顶部坡积层中采集一木炭样品(DB-C-2)，经碳14测量和树轮校正年龄值为6700±100 cal BP(图 5).从层3-2上部取得的光释光样品DB-OSL-6的年龄为67.70±8.64 ka.考虑到区域阶地的形成年龄(Ren et al., 2013b)，我们认为这个光释光样品不能代表阶地的年龄，可能因为其所处层位粒度太粗，在沉积过程中未被完全晒退而造成沉积年龄偏老(Wallinga, 2002).因此，判断龙日坝断裂北段东支全新世是活动的.另外，结合T2的年龄，认为在该断裂上距今9至6.7 ka曾发生过一次地表断错事件.

考虑到盖玛隆沟较小且流量有限，认为T2/T1阶地陡坎的断错代表了T2阶地形成以来在该点发生的水平位移，因此估算该断裂上右旋平均速率和垂直平均速率分别为0.8±0.2 mm·a^-1和0.3+0.1/-0.0 mm·a^-1.该点的水平速率明显大于垂直速率，这是因为该点的断层走向和巴颜喀拉块体近东西向的运动方向成约55°夹角.根据探槽揭露中断层的倾角(57°)和简单的矢量合成方法，龙日坝断裂带北段的地壳缩短速率约为0.8 mm·a^-1.

岷江断裂北端被塔藏断裂所截接，向南延伸经川主寺、松潘、安宏、镇江关、金瓶岩、太平木耳寨、较场至茂县北消失.断裂总体走向近南北，倾向NW，倾角不定，长约170 km.1:5万地质填图成果揭示出岷江断裂北段是一个由多个大小不一的推覆体组成的宽约20 km的推覆构造带，显示由西向东的逆冲推覆运动.岷江断裂属该逆冲推覆构造带的前缘，控制了贡嘎岭和璋腊两个新近纪至第四纪盆地(Zhang et al., 2016; 李勇等, 2006).该断裂是在岷江推覆构造带基础上发展起来的一条全新世活动断裂，大致以川主寺和较场为界，可以分为北、中、南三段(图 6).

图 6

Fig. 6

图 6 岷江断裂带几何展布特征和断错地貌 (a)岷江断裂带几何展布特征，背景为等高距为50 m的等高线，位置见图 2；(b)和(c)校场西侧断层露头和剖面图，位置见(a)；(d)校场西侧T3阶地断错的RTK地形剖面图. Fig. 6 Geometry and offset landforms of the Minjiang fault zone (a) Geometric distribution of the Minjiang fault zone based on the contours with 50 m interval. See location in Fig. 2; (b) and (c) show the photo and section of the fault exposure. See their locations in (a). (d) RTK topographic profile across terrace T3 west of Jiaochang.

川主寺以北段断裂由三条长度不同、走向大致相同的的断裂呈羽列状组合组成，在尕米寺—川盘间呈羽列距达3 km的右阶羽列区，造成了岷江河流阶地的变形(周荣军等, 2000).在寒盼—水晶附近，岷江断裂在岷江T2阶地和洪积扇上形成明显的断层陡坎，高6~10 m不等，洪积扇上的陡坎高约16 m.横跨川盘附近的断层陡坎经开挖的探槽揭示出由4~5条逆断层形成的宽约4 m的冲断层，主断层产状为N45°E，倾向NW，倾角40°.冲断带内砾石呈定向排列，具逆冲断层的性质.T2阶地的砂砾石层顶面的热释光年龄为27±2.1 ka，因此可以估计晚更新世晚期以来的平均垂直滑动速率应大于0.37 mm·a^-1；寒盼村洪积扇断层下盘的细砂层顶部的热释光年龄为30.2±2.3 ka，可以估算出岷江断裂晚更新世以来的平均垂直滑动速率大于0.53 mm·a^-1(周荣军等, 2000).在水晶乡附近，岷江断裂从岷江西岸的T2阶地穿过，形成2~3条近于平行、高度不等的陡坎，最低高1~2 m，最高7~8 m，总高度约为10 m.在水晶乡的冲沟内，断层陡坎下见到第四纪砂砾石层中发育逆断层，断层的砂砾石层在断面处发生拖曳变形，沿断面砂砾石层具明显的定向排列.历史上该段曾发生过1748年级地震和1960年级地震.

在岷江断裂中段，钱洪等(1999)曾报道木耳寨附近岷江断裂中段新活动所导致的断层槽谷、边坡脊等现象.在木耳寨以北，岷江断裂也形成了明显的坡中槽地貌.在德胜堡岷江东岸，岷江断裂的一条分支断裂错切了全新世冲洪积台地砂砾石层，表明了岷江断裂中段的全新世活动性(赵小麟等, 1994).在羌桥村西北的岷江西岸，湖相地层中发育了数条断层，断层破碎带中的挤压透镜体、断层擦痕均很发育，显示断层挤压、逆冲的活动特征(安卫平等, 2008).有史料记载以来，断裂中段发生过数次5级以上中强地震，最大地震为松潘南1938年6级地震，表明断裂现今仍具一定的活动性.

在叠溪海子附近，我们野外调查发现断裂断错团结村所处的阶地，阶地高出海子水面40 m左右，相当于岷江T3阶地，阶地基座为产状近水平的湖相沉积积层.靠近断裂带的地方，湖相沉积层开始变陡.在团结村南，见断裂出露，断裂上盘的湖相沉积层的产状为走向347°，倾向SW，倾角为46°，下盘靠近断层的湖相沉积层产状为走向334°，倾向SW，倾角为42°，远离断层，地层逐渐变成近水平.破裂带宽约2.5 m，带内可见破碎的湖相沉积层碎块定向，另可见阶地沉积的松散的粉细砂和砾石层的沿断裂定向排列.在团结村阶地中部，可见阶地被断错约2.5 m(图 6d)，上盘靠近断层的湖相沉积层拖曳变形.断裂带内见砾石层定向排列(图 6b、c).王兰生等(2012)曾对团结村这些以湖相沉积物为基座的河流阶地序列进行了详细研究，T3阶地沉积物中的木炭样品经放射性测年年龄为3428±82 cal BP.因此，可以估算岷江断裂全新世中晚期以来平均垂直滑动速率约为0.74 mm·a^-1.

岷江断裂南段沿较场弧形构造弧顶部位纵向发育，可能是印支期弧型构造南北向纵向张裂的产物，后于晚新生代转化为由西向东的逆冲作用.在叠溪城对岸的岷江大拐弯处，见断裂北西盘的泥盆纪危关群变质砂岩逆冲于南东盘的石炭纪灰岩夹页岩地层之上，形成宽约40~50 m的破碎带，发育有碎裂岩、构造角砾岩和糜棱岩等，主断面上的灰黑色断层泥经经热释光法测定，其年龄值为90600±6800 a(李勇等, 2006).此处的岷江基岩断裂向上切穿了上覆的全新世坡洪积物，形成走向N30°E、倾向NW、倾角68°的斜滑断层，产状与基岩主断面一致，并致全新世坡洪积物产生了明显的变形.有史料记载以来，岷江断裂南段发生过多次地震，最大地震为1713年叠溪7级地震和1933年叠溪级地震.较场附近全新世坡积物中发育的两个古地震楔可以辨认出至少两次古地震事件，表明断裂具有长期的强震活动历史.

由此看来，岷江断裂是一条全新世活动的断裂，三段均具有较强的晚第四纪活动，晚第四纪以来的平均垂直滑动速率0.53~0.74 mm·a^-1.考虑到野外调查中发现的断层倾角约为45°，因此，晚第四纪以来岷江断裂上的地壳缩短速率为0.53~0.74 mm·a^-1.也有学者认为岷江断裂带具有较强的走滑作用(Chen et al., 1994; 周荣军等, 2000)，但缺少可靠的地质证据.

该断裂南端始于平武县的银厂，向北经虎牙关、火烧桥、小河至龙滴水，于龙滴水错切雪山断裂后向北西沿三道片附近的褶皱断续展布.从一系列中强震沿断裂总体展布方向呈北西向条带状分布的特征来看，该断裂可能向北隐伏延伸.断裂北段走向由北西转为近南北，倾向东，倾角40°~80°；南段走向近南北，倾向西，倾角30°~70°.断裂总体走向北北西，表现了一定的枢纽性，显压性特征.在松潘虎牙关见该断裂露头，为前震旦系碧口群上部岩组变质中酸性火山岩、凝灰质千枚岩、凝灰质变质粉砂岩逆冲在石炭系结晶灰岩之上(Kirby et al., 2000; 李勇等, 2006).因地表坡积物覆盖未能直接见到主断面，但两套地层接触地带地貌上形成近南北向的垭口和陡壁.在西盘石炭系地层中见两条次级断层，次级断面断层破碎带宽约10~25 cm，由挤压片理、挤压劈理、挤压透镜体等组成，沿断面有0.5cm厚的黄色断层泥发育，表现为逆断性质.

晚第四纪以来，虎牙断裂的新活动十分强烈，在卫星影像上表现出清晰的线性特征，沿断裂线可以见到边坡脊、断层陡坎、断错冲沟、洪积扇及河流阶地等断错地貌现象.虽然李勇等(2006)曾认为在小河北约1 km处，该洪积扇上的冲沟左旋位错47 m，并据此认为虎牙断裂晚第四纪以来具有＞1 mm·a^-1的左旋滑动.但利用冲沟拐弯获得走滑位错量存在较大的不确定性，虎牙断裂上的是否具有水平位移分量仍需深入的研究来确认.

在小河南约1 km处的涪江边，见虎牙断裂将涪江T1河流阶地垂直位错了约4 m(图 7)，在阶地面上形成明显的断层陡坎.在T1阶地面顶部取亚砂土经热释光法测定的年龄值为14300±1100 a(李勇等, 2006)，据此估计虎牙断裂晚更新世晚期以来的平均垂直滑动速率约为0.3 mm·a^-1.考虑到实际的阶地年龄应小于热释光的测年结果，且上升盘的河流相沉积可能存在侵蚀作用，因而这个速率结果代表虎牙断裂垂直滑动速率的下限.

图 7

Fig. 7

图 7 小河南1 km虎牙断裂垂直位错涪江T1阶地 基于(李勇等, 2006)修改.(1) 灰色粘质砂土层；(2) 黄色砂砾石透镜体；(3) 灰白色砂砾石层；▲：测年样品位置. Fig. 7 Displaced terrace T1 of Huya fault 1 km south of Xiaohe River Adapted from Li et al. (2006). Units: (1) gray silty sand; (2) gray-yellow lens of sand and gravel; (3) gray-white sand andgravel. The black triangle shows the sample site.

综合判断，虎牙断裂晚第四纪以来显示强烈的全新世逆断兼左旋走滑活动，由北向南走滑分量逐渐减小转化为逆断，这与虎牙断裂上1976年发生的地震震群的震源机制解结果(Jones et al., 1984)一致.虎牙断裂带南段平均倾角为50°±20°(李勇等, 2006)，因此估计虎牙断裂带上晚第四纪的地壳缩短速率为＞0.3 mm·a^-1.

该断裂带呈弧形展布，因地处于深山峡谷，且植被覆盖好，关于断裂的位置和活动性质仍不清楚.高精度卫星影像和野外调查表明，该断裂带自塔藏断裂向东南从九寨沟县城南侧山脊上通过，进入文县境内大致沿白水江展布.在九寨沟县城南侧的下地坪一带，下地坪沟南岸的一系列支沟和沟间山脊线被左旋断错，向两侧断层表现为线性沟槽，总体表现为显著的线性特征，但上地坪沟及其较大支流均未见显著性水平断错(图 8)，表明该断裂具有一定的左旋走滑分量，但活动强度不大.

图 8

Fig. 8

图 8 九寨沟县城南侧下地坪附近的线性断错地貌(位置见图 2) Fig. 8 Linear offset feature near Xiadiping Village south of Jiuzhaigou County

在九寨沟县与文县交界以东，断裂带大致沿白水江展布.在马尾墩村，白水江发育两级阶地，马尾墩村坐落于T2之上.断裂穿过T2阶地，并断错了T2阶地(图 9a)，地表可见仍保留约5m的陡坎(图 9b).在白水江右岸，上升盘的T2阶地基座为二叠系砂岩，其逆断至下降盘的T2阶地砾石层之上(图 9b).下降盘可见T2阶地的基座为二叠系炭质页岩，断裂带宽约50cm，发育挤压片理带，在断错T2阶地砾石层处，可见砾石沿断层定向排列(图 9c).在下降盘的T2阶地之上，覆盖有厚5~7 m的黄绿色粉细砂层，水平层理发育，应为静水相沉积.野外调查表明，该套地层在马尾墩村附近广泛发育，从沉积特征判断应属于局部堰塞湖沉积.

图 9

Fig. 9

图 9 马尾墩一带的阶地断错地貌(位置见图 2) (a) T2阶地断错地貌特征；(b) T2阶地上的断层陡坎地貌；(c)断层剖面图；(d) T2阶地砾石层顶面断错量RTK测量获得的地形剖面. Fig. 9 Offset landforms near Maweidun Village (a) Displaced landforms on terrace T2; (b) Fault scarp on terrace T2; (c) Fault section; (d) RTK topographic profile to determine the vertical offset of the top of fluvial gravel. See location in Fig. 2.

在马尾墩东侧的一民房后面开挖的露头，揭示出该套湖相及其上部沉积(图 10a).剖面自上而下包括三套地层(图 10b)：(1) 灰褐色冲洪积相砂砾石层，水平层理发育，具有一定的分选和韵律层，顶部含少量坡积物；(2) 河湖相砂层-粉细砂层互层，黄绿色，顶部发育厚约5 cm的浅灰黑色古土壤层；(3) 黄褐色细砂-砂质黏土层，黄褐色，下部为发育水平层理的细砂层，砂质纯净，应属T2阶地上部的漫滩相沉积，上部为厚约20~30 cm的棕红色古土壤层.断层断错了层(2) 和(3)，表现为逆断，并见层(3) 顶部的古土壤层和层(2) 中的薄层的拖曳变形.另外，层(3) 顶部的古土壤垂直断距约20 cm，而层(2) 顶部的古土壤层垂直断距约5 cm，反映断层在层(3) 沉积以来至少经历过两次以上的断错事件.从层(3) 顶部的古土壤层上部取放射性碳样品MWDC3，其测年结果为8010±70 cal BP，表明该套湖相地层形成于~8 ka稍晚，而在层(2) 顶部的古土壤取放射性碳样品MWDC4，其测年结果为7090±120 cal BP，表明该套湖相地层结束于~7 ka.断层错断层(2)，而未错断层(1).在层(1) 下部的细砂层中取放射性碳样品MWDC5，其测年结果为6930±100 cal BP.这表明在7090±120~6930±100 cal BP间曾发生过一次地表破裂事件.需要指出的是，该露头揭示的断层并不是文县断裂带的主断裂，其产状为58°/NW∠74°，与主断裂存在一个较大的夹角.我们推测其可能是与主断裂相伴生的一个次级断层.

图 10

Fig. 10

图 10 马尾墩T2阶地上覆河湖相地层断层剖面(位置见图 9) (a)河湖相地层中见逆断型断层剖面；(b)断层剖面图. Fig. 10 Fault exposure in the alluvial-lacustrine deposits above T2 near Maweidun Village (a) Reverse fault exposure in the alluvial-lacustrine deposits; (b) Fault section. See location in Fig. 9.

为了限定文县断裂的垂直滑动速率，我们利用RTK对T2阶地上的断层陡坎和下降盘T2阶地的砾石层顶面进行了精确测量.测量结果表明，T2阶地砾石层顶面被断错了12±1 m(图 9e).从下降盘砾石层顶面上的漫滩相粉细砂层下部取光释光样品MWDO3，其测年结果为10.59±1.58 ka BP(图 9c).从马尾墩露头中揭示T2漫滩相上覆上部的古土壤年龄(MWDC3) 可以判断，该光释光年龄的结果是可靠的，因此判断T2阶地形成于~10.6 ka BP，估算文县断裂的垂直滑动速率约为1.1±0.1 mm·a^-1.

而在马尾墩东约6 km的朱元坝村，断裂走向已转变为北东向，沿白水江右岸展布.因人工开挖，右岸断裂下降盘的T1阶地保留有限.在一人工采砂坑见断层剖面，T1阶地被断错.断层错断T1阶地砾石层，并形成了高约1.5±0.2 m的陡坎(图 11).断层带主要表现为砾石层的定向排列，宽约50 cm，下降盘的砾石层中多个粉细砂夹层均被断错，并发生拖曳变形.上升盘的下部见到T1阶地的基座，风化严重，无法分辨出地层产状，其逆断到晚第四纪砾石层之上，断层产状为52°/NW∠56°.在下降盘T1阶地砾石层上覆的含砾砂土层中取放射性碳样14ZYBC1，其测年结果为280~0 calBP(图 11).结合区域阶地年龄的研究结果(Ren et al., 2013b)，T1阶地形成于全新世的中晚期，该结果不能代表T1阶地的年龄，样品可能受到了现代样品的污染.

图 11

Fig. 11

图 11 朱元坝T1阶地沉积中的断层剖面图(位置见图 2) Fig. 11 Fault exposure in terrace T1 deposits near Zhuyuanba Village (see location in Fig. 2)

综上所述，文县断裂的西段具有一定的左旋走滑分量，向东主要转变为自南向北的逆断作用.从野外发现的断层倾角来看，文县断裂带东段的平均倾角约为45°~50°.因此，文县断裂东段的地壳缩短速率为1.1±0.1 mm·a^-1.

2017年九寨沟地震的面波震级为M_S7.0，矩震级为M_W6.5级.利用CAP方法得到的震源机制在不同深度上表现都高度一致，最佳震源机制解节面Ⅰ走向为241°，倾角为82°，滑动角为174°；另一节面走向为332°，倾角为84°，滑动角为8°(谢祖军等, 2017)，这与美国地质调查局(USGS)、中国地震局地球物理研究所(IG-CEA)和中国地震局地震预测研究所(IEF-CEA)三家单位虽然有一定的差异，但均反映此次地震以走滑为主，具有较陡的倾角(图 2).主震和余震重定位结果表明，平面上余震呈北西方向分布，主震位于余震区中间(图 2)，主震起破点深度在~20 km(房立华和吴建平, 2017)；震源深度剖面显示，余震主要集中在5~20 km深度范围内，且多数位于主震起破深度上方，且发震断层倾角较陡，略向北东倾斜.震后对地震震源破裂过程通过小波变换的模拟退火有限断层反演方法和时间域线性反演方法进行了反演，两种方法得出的结果均显示出一个集中在起破点位置上方的主要震源破裂区域.但前者结果表明此次地震的主破裂深度在5~12 km，未到达地表，而后者结果显示主破裂到达地表，存在约5 km长的同震变形达20~30 cm的破裂带(谢祖军等, 2017).

通过与震级和断裂性质相似的2010年玉树M_S7.1地震的结果(Chen et al., 2010)对比和已建立的震级与破裂长度之间的经验关系(Wells and Coppersmith, 1994)，2017年九寨沟地震应该会产生地表破裂带.但因为本次地震的震中位于海拔4000 m以上的高山区，且极震区地形起伏大，崩塌、滑坡极其发育，截至目前尚未见可靠的同震地表破裂带的报道.但根据地震的灾害分布情况，本次地震的宏观震中位于九寨沟景区内的熊猫海附近.

野外调查表明，自诺日朗瀑布沿熊猫海所在冲沟向上游方向，地质灾害逐渐增强，至五花海路面完全被滑坡和崩塌巨石掩埋(图 12).震后无人机航拍结果显示，滑坡以熊猫海为中心呈对称分布，熊猫海附近滑坡最为严重，向两侧逐渐减轻(图 13b)，这说明发震断裂从熊猫海附近通过.另外，震后航拍影像显示，穿过熊猫海有一条显著的走向北西—南东的线性特征(图 13b).

图 12

Fig. 12

图 12 熊猫海一带地质灾害典型照片 (a)熊猫海西北侧可能发震断裂附近滑坡强烈，红色箭头指示可能发震断裂位置；(b)道路完全被崩塌和滑坡阻断；(c)从五花海至熊猫海的道路被滑坡完全掩埋. Fig. 12 Typical photos of geological disasters around the Xiongmaohai Lake (a) Landslides near the possible seismogenic fault northwest of the Xiongmaohai Lake. Red arrows indicate the possible seismogenic fault; (b) Blocked roads by rockfalls and landslides; (c) The road from Wuhuahai to Xiongmaohai lakes is completely buried by landslides.

图 13

Fig. 13

图 13 九寨沟熊猫海一带断错地貌(位置见图 2) (a)震前Google Earth影像; (b)震后无人机航拍影像，黄色圈闭区域为同震滑坡体. Fig. 13 Displaced landforms around Xiongmaohai Lake in Jiuzhaigou Valley (a) Pre-seismic Google Earth imagery and offset landforms; (b) Post-seismic drone photo. Yellow regions are coseismic landslides.

事实上，该线性特征在震前影像上也有表现，呈现出走滑断裂的断错地貌特征(图 13a).在熊猫海的西北侧，断裂呈现负地形，表现为断层沟槽和断错山脊，同时还造成了G3纹沟的左旋断错和G1、G2与G4形成断头沟(图 14a)；而在熊猫海的东南侧断裂表现为一系列山脊的断错，并在东侧形成坡中槽地貌(图 14b).该断裂并未在以前的地质图和活动构造图上标明，这里命名为熊猫海断裂.我们推测熊猫海断裂可能为2017年九寨沟地震的发震构造，该断裂应以左旋走滑为主.震后航拍结果沿该断裂的线性特征可能为本次地震的同震地表破裂带，这需要进一步详细的野外考察来验证.

图 14

Fig. 14

图 14 发震断裂在震前影像中的断错地貌特征 (a)熊猫海西北侧的线性断错地貌特征；(b)熊猫海东南侧的断错山脊和坡中槽地貌. Fig. 14 Displaced landforms of the possible seismogenic fault in the pre-seismic images (a) Linear displaced landforms northwest of the Xiongmaohai Lake; (b) Shutter ridges and fault valley southeast of the Xiongmaohai Lake.

东昆仑断裂带东端的活动构造主要包括塔藏断裂、文县断裂带及其南侧的龙日坝断裂带北段、岷江断裂和虎牙断裂.塔藏断裂为东昆仑断裂带的最东段，主要承担东昆仑断裂带主体剩下的左旋走滑.断错地貌研究表明，塔藏断裂西段晚第四纪以来左旋走滑速率为1.4~3.2 mm·a^-1，并且向东逐渐降低(Ren et al., 2013b).而龙日坝断裂带北段近东西向的地壳缩短速率约为0.8 mm·a^-1，岷江断裂上近东西向的地壳缩短速率为0.53~0.74 mm·a^-1，虎牙断裂上近东西向的地壳缩短速率为＞0.3 mm·a^-1，因此，横跨岷山隆起三条近南北向断裂上的地壳缩短速率为＞1.63~1.83 mm·a^-1.考虑到塔藏断裂向东的一些分支断裂包括文县断裂带西段仍承担一小部分的左旋走滑，塔藏断裂上自西向东左旋走滑的减小量与南侧的龙日坝断裂北段、岷江断裂和虎牙断裂上的近东西向地壳缩短量大致相当.

GPS速度场资料揭示了现今地壳变形的细节特征.从沿塔藏断裂带走向的GPS速度剖面来看(图 15b)，塔藏断裂西段存在3~4 mm·a^-1的左旋剪切，向东逐渐减小，至最东端左旋走滑已不明显，而横跨龙日坝断裂、岷江断裂和虎牙断裂的GPS速度剖面显示(图 15d)，横跨岷山隆起存在2~4 mm·a^-1的地壳缩短.从现今GPS速度场的资料表明，塔藏断裂上的左旋走滑向东主要转变为近东西向地壳缩短.另外，从横穿文县断裂带的GPS速度剖面来看(图 15e)，文县断裂带上存在1~2 mm·a^-1的地壳缩短，与野外地质调查结果基本一致.

图 15

Fig. 15

图 15 东昆仑断裂带东端的现今GPS变形特征 (a)现今的GPS速度场，资料来源于(Gan et al., 2007)，不确定性椭圆表示95%的置信区间；(b)平行于塔藏断裂及最东端的GPS速度剖面；(c)和(d)横穿岷山隆起的地形剖面和GPS速度剖面；(e)横穿文县断裂的GPS速度剖面.(b)—(e)位置见图(a). Fig. 15 Present-day GPS displacements around the eastern termination of the Eastern Kunlun fault zone (a) Present-day GPS velocity field from Gan et al. (2007). The ellipse at the tip of each velocity vector is 95% confidence; (b) GPS velocity transect along the Tazang fault and its east tip; (c) and (d) are topographic profile and GPS velocity transect across the Min Shan Platform, respectively; (e) GPS velocity transect across the Wenxian fault zone (b)—(e). See their locations in (a).

因此，基于该区的构造特点、块体运动特征及断裂晚第四纪定量研究结果，我们提出了一个动力学模型来解释昆仑断裂东端的构造转换和应变分配模型(图 16)：东昆仑断裂带上的左旋走滑作用向东转移到其最东段的塔藏断裂上，并且向东继续减小，一小部分沿着几个分支断裂继续向东传播，至文县断裂带东段主要转变为近南北向的地壳缩短，剩下的大部分主要转换为龙日坝断裂、岷江断裂和虎牙断裂东西方向上的地壳缩短，而这些断裂向下交汇于深约30 km的滑脱面上，共同导致了岷山的隆升.

图 16

Fig. 16

图 16 东昆仑断裂带东端的构造转换模型 修改于(Ren et al., 2013b), 地壳结构来源于深地震反射剖面(Wang et al., 2011)，黑色箭头代表地块相对欧亚框架下的运动方向，红色断裂代表 2017年九寨沟7.0级地震的发震断裂. Fig. 16 Schematic block diagram of kinematic mechanism around the eastern termination of the Eastern Kunlun fault zone Modified from (Ren et al., 2013b). The crustal structure is from deep seismic reflection results(Wang et al., 2011). Black arrows show the direction of block motion relative to Eurasia. Red line is the seismogenic fault of the 2017 Jiuzhaigou earthquake.

2017年九寨沟地震发生在一条北西向的左旋走滑断裂上，其正是在东昆仑断裂带东端构造转换过程中塔藏断裂向东的一个以走滑为主的分支断裂，吸收一小部分东昆仑断裂带上的左旋走滑变形，当应变累积到一定程度导致沿该断裂发生破裂从而发生了本次地震.因此，本次地震的发生是东昆仑断裂带在东端继续向东扩展的结果.

本文在总结区域地震构造活动特征、历史地震和现代地震基础上，整理东昆仑断裂带东端已有的和最近开展的区内主要构造的晚第四纪活动定量研究，并分析了现今GPS变形场资料和2017年九寨沟M_S7.0地震灾害分布特征，得到以下结论：

(1) 东昆仑断裂带东端南侧的龙日坝断裂带北段、岷江断裂和虎牙断裂带均为全新世活动断裂，晚第四纪近东西向的地壳缩短速率约为0.8 mm·a^-1，岷江断裂断裂带近东西向的地壳缩短速率为0.53~0.74 mm·a^-1，虎牙断裂上近东西向的地壳缩短速率为＞0.3 mm·a^-1；东昆仑断裂带东端的文县断裂带也存在较强的晚第四纪活动，近南北向的地壳缩短速率约为1.1±0.1 mm·a^-1.

(2) 东昆仑断裂带最东段的塔藏断裂带上左旋滑动速率向东除了一小部分转移到文县断裂带外，大部分转化为其南侧的龙日坝断裂带北段、岷江断裂和虎牙断裂上的近东西向地壳缩短，这可能是岷山隆起的构造机制.

(3) 2017年九寨沟M_S7.0地震是左旋走滑的东昆仑断裂带在东端继续向东扩展的结果.

目前，对于虎牙断裂北段的活动性仍缺少详细研究，其是否也存在一定的左旋走滑分量尚不清楚，虎牙断裂向北是否与2017年九寨沟地震的发震断裂相连，这些问题需要下一步详细的野外地质调查来验证.

中国地震局四川九寨沟地震现场指挥部在野外工作过程提供了大量帮助、与中国地震局地质研究所应急地震地质科考队对九寨沟地震的发震构造进行了深入的讨论、王鑫助理研究员和焦其松博士参与了野外无人机航拍工作，两位匿名专家提出了宝贵的修改意见，在此一并表示感谢.