2008年汶川地震(M_W 7.9) 发生在青藏高原东缘龙门山断裂带上，并造成映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带同时破裂(付碧宏等，2008；李海兵等，2008a；李勇等，2008; 刘静等，2008；徐锡伟等，2008)。了解映秀-北川和灌县-安县这两条断裂带(即汶川地震断裂带) 的演化历史是认识汶川地震发生机理的基础。断裂带内的物质组成即断裂岩，是断裂活动的产物，其组成及结构特征记录了断裂演化过程中在不同物理条件下的一系列断裂活动的信息(Chester et al., 1993; Chester, 1995; Chester and Chester, 1998)，对于认识断裂活动行为、力学性质及其演化历史具有重要意义(Faulkner and Rutter, 2003; Biegel and Sammis, 2004; Faulkner et al., 2008)。

映秀-北川和灌县-安县断裂带是龙门山的主要断裂(图 1a)，尤其是映秀-北川断裂带为龙门山陡变带的边界(图 1b)，它们的活动控制着龙门山的隆升，其内部的物质组成及结构记录了龙门山隆升的历史。

图 1

Fig. 1

图 1 龙门山及邻区活动构造简图(a) 及地形剖面(b) Fig. 1 Active tectonic map (a) and topographic profile (b) in the Longmenshan and its adjacent area

然而，目前对汶川地震断裂带的研究主要集中在地表同震破裂变形、断裂活动性质以及龙门山深部结构等方面(王萍等, 2009; Liu et al., 2010; Verberne et al., 2010; Lin, 2011)，认为映秀-北川断裂是汶川地震的发震断裂，具有逆冲兼右旋走滑的性质，同震地表破裂带长约240~275km (李海兵等，2008a; Xu et al., 2008; Fu et al., 2011) 或285~300km (Lin et al., 2012)，最大垂直位移达11m，水平位移达12m (李海兵等，2009)；灌县-安县断裂带同震破裂带表现为纯逆冲性质，其地表破裂带长度约80km，最大垂直位移达4m (Xu et al., 2008; 李海兵等, 2008a, 2009；Fu et al., 2011)。目前对汶川地震断裂带内部结构研究较少，Togo et al.(2011)对映秀-北川破裂带南段内部结构进行了研究，认为映秀-北川断裂带上盘由断层角砾岩和约1m厚的断层泥组成，总体宽30~40m，且未发现假玄武玻璃。这些仅是映秀-北川断裂带局部特征，不能完全反应整个断裂带的组成及结构特征。

本文以映秀-北川破裂带南段虹口八角庙露头为研究对象，结合汶川地震断裂带科学钻探一号孔(WFSD-1) 岩心研究，详细介绍汶川地震断裂带的物质组成与结构特征，探讨断裂滑移机制、演化特征以及与龙门山隆升之间的关系。

龙门山断裂带位于青藏高原东缘与四川盆地西部的结合部位，同时也是我国南北地震带的重要组成部分(邓起东等，1994)。龙门山脉NE-SW走向长约500km，宽30~40km (NW-SE方向)，平均海拔4000~6000m，地形起伏在50km的距离内就相差4km以上(图 1b)(Fu et al., 2011)，是青藏高原边缘山脉中坡度变化最大的地区(Clark and Royden, 2000)。龙门山断裂带主要由一系列大致平行的NE-SW向逆冲断裂带组成，自西向东分别为：汶川-茂县断裂(后山断裂)，映秀-北川断裂(中央断裂) 和灌县-安县断裂(前山断裂)(李勇等，2006)，其北东端与秦岭断裂带斜交，南西段被鲜水河-小江断裂斜截。这三条主干断裂都向NW方向倾伏，其中汶川-茂县断裂和映秀-北川断裂为脆性变形叠加在早期(~130Ma) 韧性变形(构造片岩、糜棱岩) 之上(Xu et al., 2008)，其地表倾角分别为60°~85°、50°~80°；灌县-安县断裂发育在中生代地层中，主要呈脆性。这三条断裂将青藏高原东部龙门山地区由西向东划分为：古生代变质地体、以彭灌杂岩体和宝兴杂岩体为代表的前寒武纪变质杂岩、三叠系含煤系地层和侏罗系前陆盆地(李勇等，2006；李海兵等，2008a)。

青藏高原东缘龙门山地区强烈的隆升作用一直是地球科学家关注的焦点，其主要经历了两个地质时期强烈的地壳变形和断裂作用(王二七和孟庆任，2008；张培震等，2008；乔秀夫等，2012)，一为晚三叠世和早侏罗世期间，另一个为晚新生代时期。沿该高原边缘的狭窄地带，无论是约20Ma (Arne et al., 1997) 还是13~9Ma (Kirby et al., 2002；Clark et al., 2005) 开始, 剥蚀均高达7~10km (Densmore et al., 2007)。目前龙门山仍以0.3~0.4mm/yr的速率持续隆升(刘树根，1993)。在新近纪龙门山构造带隆升速率最快(大于600m/Myr)，隆升幅度大于3km，甚至超过6km (邓宾等，2008)。最近通过热年代学研究认为，龙门山经历了35~30Ma和15~10Ma的两个快速隆升阶段(Wang et al., 2012)。汶川-茂县和映秀-北川断裂是控制龙门山快速隆升的重要断裂。

龙门山隆升过程中，中央断裂映秀-北川断裂带起着最重要的作用，它不仅是龙门山的主体彭灌杂岩-宝兴杂岩的边界断裂，而且其构造活动影响和控制着龙门山的快速隆升。从龙门山的地形剖面(图 1b) 上看，映秀-北川断裂带不仅是高原地形的边界，而且是龙门山陡变带的边界，它暗示着映秀-北川断裂带在龙门山形成过程中起着最重要的作用。

2008年汶川地震(M_W 7.9) 造成龙门山断裂带中映秀-北川断裂和灌县-安县断裂同时破裂，分别形成275km和80km的地表破裂带(李海兵等，2008a)。在这两条主破裂带之间还存在一些次级破裂带：靠近映秀-北川破裂带南段深溪沟发育一条呈NE走向，长约20km的破裂带，其变形特征与主破裂带一致；另一条为连接映秀-北川破裂带与汉旺破裂带，呈NW走向，长约6km的小鱼洞破裂带，为SW向NE方向逆冲并兼有左旋滑动的特征。汶川地震断裂带包括两条断裂：映秀-北川断裂带和灌县-安县断裂带。映秀-北川断裂带是汶川地震的发震断裂，其地表破裂带南段虹口乡八角庙处破裂为逆冲伴随右旋走滑特征，垂直位移6.0~6.5m，水平位移1~2m。

从虹口八角庙地区地表露头来看，映秀-北川断裂带发育有多种断裂岩，包括碎裂岩、假玄武玻璃、断层泥和断层角砾岩(图 2、图 3)。按照断裂岩的不同组合及其特征，我们将该区出露的断裂带划分为五个单元(图 2a、图 3)，分别为：碎裂岩带、黑色断层泥和角砾岩带、灰色断层角砾岩带、深灰色断层角砾岩带以及黑色断层泥和角砾岩带。各单元特征描述如下：

图 2

Fig. 2

图 2 映秀-北川断裂带虹口八角庙区露头 (a)-露头全景；(b)-U1中的碎裂岩；(c)-U2中发育的深色断层角砾岩；(d)-U3中灰色断层角砾岩及断层泥细脉；(e)-U4中深灰色断层角砾岩；(f)-U5中黑色断层泥和断层角砾岩 Fig. 2 Outcrop of the Yingxiu-Beichuan fault zone in Bajiaomiao village, Hongkou town

图 3

Fig. 3

图 3 映秀-北川断裂带中断裂岩平面分布示意图 Fig. 3 Fault rocks distribution in the Yingxiu-Beichuan fault zone

①碎裂岩带(U1)(图 2b)：宽度约70m，位于彭灌杂岩中，主要由初碎裂岩、碎裂岩、超碎裂岩及假玄武玻璃组成，总体走向NE60°~65°, 向NW方向陡倾，也见有向SE陡倾(图 3)。初碎裂岩和碎裂岩从地表露头上不易区分，均为浅灰色；超碎裂岩颜色较深，包含较小的棱角状到次棱角状的碎块；假玄武玻璃为棕褐色-黑色，呈细脉状和网脉状灌入碎裂岩中，可见流动构造。假玄武玻璃的存在表明地震过程中摩擦形成高温熔融，被喻为“地震化石”(林爱明，2008)。

②黑色断层泥和角砾岩带(U2)(图 2c)：宽度约70m，与碎裂岩带为突变接触关系，位于三叠系须家河组沉积岩中，面理较为发育，总体走向NE50°~65°, 向SE方向陡倾(图 3)。面理化黑色断层泥最厚可达~4m，深灰色角砾岩强面理化，在顺面理方向可见方解石脉及石英脉。断裂岩原岩可能为炭质粉砂岩及页岩。

③灰色断层角砾岩带(U3)(图 2d)：宽度约为70m，与前一单元之间存在明显颜色分界，该单元主要为灰色角砾岩，无明显的一致性片理化带，可见NE20°~40°走向的薄层断层泥脉，它与约NE70°走向的整体角砾岩带呈较大交角(图 3)。并可见液化角砾岩(软沉积变形)。该单元中发育的断层泥有两种形式，一种为顺次级断层面发育的细薄断层泥，另一种为流体作用形成的网脉状断层泥脉。

④深灰色断层角砾岩带(U4)(图 2e):宽度约20m，主要为深灰色弱变形的砂岩角砾和强变形的粉砂岩角砾，被细粒的基质胶结，沿角砾岩中小裂隙可见细小的方解石脉。总体走向约NE60°，向NW方向陡倾(图 3)，与上一个带的主要区别在于该段没有断层泥脉体。

⑤黑色断层泥和角砾岩带(U5)(图 2f):宽约20m，该段靠近汶川地震地表破裂带位置，主要为黑色片理化断层角砾岩和黑色面理化断层泥组成，总体走向NE45°~60°, 向NW方向陡倾(图 3)。断层泥厚度达~25cm，可见两种不同形式的断层泥，一种为沿断层面发育的，另一种呈脉状灌入角砾岩中并向深部尖灭。深灰色断层角砾岩中顺片理面可见细小的方解石脉。

汶川地震断裂带科学钻探1号孔(WFSD-1) 位于龙门山中央断裂带上盘，即映秀-北川断裂之上盘(见图 1a)，钻孔深度1201.15m。WFSD-1岩心总体较为破碎，发育很多断裂岩，从断裂岩的分布以及断裂密度统计来看，从30m到1201m之间可识别出共12个大的断裂带(Li et al., 2013)。从整个岩心岩性来看，在585.75m孔深以上为新元古代彭灌杂岩，主要由火山岩和花岗岩组成，推覆于上三叠统的须家河组之上；在585.75~598m孔深部分主要为彭灌杂岩与须家河组边界带，其中既有彭灌杂岩的物质又有沉积岩部分，且后者成分较多；598m孔深以下部分为须家河组地层，主要由黑灰-青灰色砂岩、粉砂岩、砾岩及煤系泥岩组成。

WFSD-1岩心中发育碎裂岩、断层泥和断层角砾等断裂岩，从整个WFSD-1岩心来看，从575.7~759m为连续分布的断裂岩带(图 4)，其中575.7~585.75m之间主要为碎裂岩，585.75~759m深度主要组成为断层泥和断层角砾岩。碎裂岩往往呈深灰色、灰色或浅灰色，主要存在于彭灌杂岩的下部、与须家河组的边界附近；断层泥发育在不同岩性的岩石中，呈灰色、深灰色和黑色，大多以深灰色和黑色为主，其厚度从几毫米到几米不等；断层角砾岩在岩心中容易识别，其角砾碎块在细粒基质中>30%，基本分布在须家河组沉积岩中。在WFSD-1岩心中未发现假玄武玻璃。依据岩性(图 4a)、断裂岩组合(图 4b) 以及物性特征(图 4c-e) 分析，可将575.7~759m之间的断裂岩划分为以下5个分带(图 4)，各分带特征描述如下。

图 4

Fig. 4

图 4 WFSD-1孔500~800m深段的映秀-北川断裂带特征 (a)-岩性剖面；(b)-断裂岩剖面；(c)-自然伽马特征剖面；(d)-P波速度特征剖面；(e)-电阻率特征剖面；(f-k)-岩心扫描照片，其中(f) 和(g) 中585.75m之上为映秀-北川断裂带中碎裂岩带；(g) 中585.75m以下和(h) 为黑色断层泥带，(1) 为断层泥和断层角砾岩带，(j) 为断层角砾岩带，(k) 为断层泥和断层角砾岩带 Fig. 4 Characteristics of the Yingxiu-Beichuan fault zone in the 500~800m-depth of WFSD-1

①碎裂岩带(U1)：位于新元古代彭灌杂岩中，测井曲线特征为具有低自然伽马值、 低P波速度值及高电阻率。岩心深度为575.7~585.75m，由浅灰-深灰色面理化的碎裂岩、超碎裂岩组成(图 4f, g)。

②黑色断层泥带(U2)：位于上三叠统须家河组沉积岩中，自然伽马和P波速度值增大，电阻率值减小。岩心深度为585.75~598m，由黑色厚层面理化断层泥及少量断层角砾岩组成，断层泥中散布有碎裂岩角砾(图 4g, h)。

③断层泥和断层角砾岩带(U3)：本段岩心深度为598~698m，主要由断层角砾岩和断层泥组成，弱面理化断层角砾岩中分布有很多细层断层泥(图 4i)。测井数据显示电阻率值较小，自然伽马和P波速度值较大，其值在断层泥和断层角砾岩之间大小有波动。

④断层角砾岩带(U4)：与上段相比，自然伽马值显著降低，P波速度值波动减小，电阻率值升高。岩心深度为698~749m，主要由断层角砾岩组成，很少有断层泥出现(图 4j)。

⑤黑色断层泥和断层角砾岩带(U5)：本段岩心深度749~759m，自然伽马值显著增加，主要由黑色含炭质断层角砾岩及以断层泥组成(图 4k)。

我们系统采集了该地区出露的断裂岩，并对其显微结构及成分进行了详细分析。在彭灌杂岩部分，我们识别出初碎裂岩、碎裂岩、超碎裂岩、假玄武玻璃等断裂岩。初碎裂岩以局部碎裂岩化为特征，由较大的彼此相接触的棱角状碎粒、碎斑组成，细粒基质含量较少，仅出现在小的碎裂岩带中，保留有原岩的性质和结构(图 5a)；碎裂岩具有碎裂结构，岩石大部分已破碎为碎粒、碎粉，颗粒趋于均一，基质含量较高(>50%)，原岩结构基本难以辨认，棱角状到次棱角状石英和斜长石碎粒部分彼此接触，部分被细粒基质包围(图 5b)；超碎裂岩中碎斑小且少，碎基分布较均匀，多为细小的碎粉状，占90%以上，次棱角状到次圆状石英和长石碎粒散布在细粒基质中，碎粒之间基本无相互接触(图 5c)；假玄武玻璃在单偏光镜下呈浅褐色到深褐色，在正交偏光下为黑色。假玄武玻璃脉体主要由显示玻璃光学性质的细粒基质组成，有次圆状到圆状的石英和长石碎块散布其中，与碎裂岩之间具有清晰的接触界限(图 5d)。断层泥及断层角砾岩发育在须家河组岩层中。断层角砾岩由保留有原岩特征的碎块组成，碎块之间几乎无位移或旋转，不规则形状的角砾部分相互接触，部分被细粒岩粉包围(图 5e)。断层泥在单偏光镜下通常为黄褐色-深褐色，主要由粘土矿物及原岩碎粉、碎粒组成，可见明显的S-C组构及不对称旋转碎斑，显示明显的剪切特征(图 5f)。

图 5

Fig. 5

图 5 映秀-北川断裂带中断裂岩显微结构特征 (a)-初碎裂岩；(b)-碎裂岩；(c)-超碎裂岩；(d)-碎裂岩中的假玄武玻璃；(e)-断层角砾岩，角砾为碎裂岩；(f)-断层泥 Fig. 5 Microstructures of fault rocks in the Yingxiu-Beichuan fault zone

我们对不同类型的断裂岩进行了X射线衍射分析，其结果如图 6所示。碎裂岩带(U1) 中的假玄武玻璃主要成分为石英(56%)、斜长石(16%)、黏土矿物(伊蒙混层，22%)，并以出现铁白云石(4%) 和赤铁矿(1%) 为特征。黑色断层泥带(U2) 中断层泥主要组成为石英(34%) 和粘土矿物(66%)，其中粘土矿物主要为伊蒙混层(72%)、高岭土(14%)、绿泥石(10%) 和叶蜡石(4%)。断层泥和角砾岩带(U3) 中，断层角砾岩主要组成为石英(65%)、斜长石(14%)、微斜长石(5%)、方解石(6%)、白云石(2%) 和粘土矿物(8%)；断层泥主要矿物组成与断层角砾基本一致，仅在含量上稍有差别。断层泥和角砾岩带(U5) 中断层泥脉主要成分为石英(40%)、斜长石(4%)、方解石(15%)、白云石(11%) 和粘土矿物(30%)；而沿断层面产出的断层泥中不含方解石和白云石，主要由石英(43%)、斜长石(3%) 和粘土矿物(54%) 组成，其粘土矿物主要为伊蒙混层(71%)、伊利石(15%) 和绿泥石(13%)。

图 6

Fig. 6

图 6 映秀-北川断裂带中断裂岩XRD分析剖面 Fig. 6 XRD profiles of fault rocks in the Yingxiu-Beichuan fault zone

一般认为断裂带的结构有两种典型类型(Faulkner et al., 2010)，一种为具有一个高应变带核心的断裂带结构(Chester and Logan, 1986)，另一种为具有多个高应变带核心的结构(Faulkner and Rutter, 2003)。根据变形程度，断裂带可以分为断裂核部和破碎带(Spray, 1995)。断裂带核部一般为断层滑移面，主要由富含粘土矿物的断层泥、碎裂岩或超碎裂岩组成；破碎带通常由较大范围内破碎的围岩及次级断裂组成。很多学者认为大的断裂带是由小的断裂生长、组合而成的(Walsh and Watterson, 1988; Peacock and Sanderson, 1991; Walsh et al., 2002; Childs et al., 2009)。

从虹口八角庙处露头来看，映秀-北川断裂带发育有碎裂岩、假玄武玻璃、断层泥、断层角砾岩等多种类型的断裂岩，总体走向N55°~65°E，宽~240m，由5个具不同特征的断裂岩带组成，分别为：碎裂岩带、黑色断层泥和角砾岩带、灰色断层角砾岩带、深灰色断层角砾岩带以及断层泥和角砾岩带。北部为碎裂岩带宽~70m，位于彭灌杂岩中；南部断层泥和断层角砾岩带宽~170m，由弱面理化断层泥、断层角砾岩，及与弱变形的砂岩、粉砂岩交互组成，位于上三叠统须家河组沉积岩中。WFSD-1岩心中断裂岩包括碎裂岩、断层泥和断层角砾岩，未发现假玄武玻璃。从岩心中断裂岩的分布特征来看，从575.7~759m深为映秀-北川断裂带，按断裂岩的不同特征及组合也可划分为5个带，与地表露头基本一致，仅在厚度上稍有差别。因WFSD-1为斜孔(倾角~12°)，故映秀-北川断裂带在WFSD-1中真实厚度约为105m (Li et al., 2013)。通常认为断层泥及碎裂岩为断裂带的核心，从野外露头及WFSD-1岩心研究来看，映秀-北川断裂带发育很多层断层泥，厚度从几毫米到几米不等，这说明映秀-北川断裂带具有多核结构特征。

从虹口八角庙区地表露头来看，地表断裂岩的走向与破裂带走向存在约15°~25°的交角(图 3)，并且在破裂带东侧也出露有断层泥，显示汶川地震地表破裂带斜切映秀-北川断裂带；汶川地震主滑移带(PSZ) 在岩心中靠近映秀-北川断裂带上部位置(Li et al., 2013)，而汶川地震破裂带在地表中位于整个断裂带靠近底部位置(图 7)，因此，汶川地震断裂带(主滑移带) 斜切了映秀-北川断裂带，不完全沿袭古地震滑移带，暗示汶川地震断裂带与映秀-北川断裂带可能不是同一个断裂体系。

图 7

Fig. 7

图 7 映秀-北川断裂带与汶川地震主滑移面关系示意图 Fig. 7 Sketch showing the Yingxiu-Beichuan fault zone and the principal slip zone of Wenchuan earthquake

在映秀-北川断裂带上部碎裂岩带中假玄武玻璃的发现，表明早期映秀-北川断裂带地震滑动过程中具有高温熔融作用，因此地震断裂存在着摩擦熔融机制(Frictional melting)；在碎裂岩中还存在一种无定向组构的断层泥脉，它是由于旁边产出的断层滑动产生高温，并由于伴随流体的灌入，高温使得流体气化，压力增高，这样便形成高压流体，将滑动产生的具定向组构的断层泥沿裂隙挤入、形成断层泥脉(裴军令等，2010；Li et al., 2012)，这是典型的热增压机制(Thermal pressurization)。

在断裂岩显微结构观察中，我们发现薄片中有很多黑色不透明物质，为了对其成分进行确定，我们在扫描电镜下对其进行了能谱分析，结果(图 8) 显示这些黑色不透明物质为碳。炭质层为岩石中的薄弱层，断层在运动过程中易沿着这些薄弱层滑动。此外，在野外露头断层泥中出现石墨(Togo et al., 2011; Li et al., 2012)，摩擦实验研究表明(Di Toro et al., 2011)，非晶形碳/石墨在断层滑移过程中具有强的弱化作用。因此，断裂具有典型的机械润滑作用(Mechanical lubrication)。流体在断裂带中是普遍存在的，无论从滑动带附近方解石脉的存在，还是网脉状的断层泥脉的出现，表明流体伴随断裂的滑移作用，因此，“流体润滑机制”的存在是可想而知的，也就是动态润滑机制(Elasto-hrodynamic lubrication)。

图 8

Fig. 8

图 8 映秀-北川断裂带断层角砾岩SEM图像(a) 及A点能谱曲线(b) Fig. 8 SEM image of fault breccia in the Yingxiu-Beichuan fault (a) and its spectrum analysis (b)

因此，映秀-北川断裂带的滑移机制可以有多种共同存在，主要为断裂的摩擦熔融、热增压、动态润滑和机械润滑机制。由于目前断裂的摩擦熔融和热增压机制只发现在映秀-北川断裂带顶部碎裂岩带中，因此，可能还暗示着映秀-北川断裂带，在一次地震断裂活动中，断裂的不同深度以不同的滑移机制为主，如从断裂深部到浅部以摩擦熔融、热增压、动态润滑及机械润滑机制等不同机制为主。

大的断裂带通常起源于中-下地壳(Ramsay, 1980; Coward, 1984)，暴露于地表的断裂岩很好的纪录了断裂活动和被侵蚀的历史。断层泥、碎裂岩、假玄武玻璃、断层角砾岩均为脆性断裂岩，是断层地震活动不同深度层次的产物，其中断层泥和断层角砾岩一般形成于近地表约1~4km深度范围内，碎裂岩产出层位较深，通常为10~15km (Sibson，1977)。现在出露于地表的断裂岩是断裂活动时形成于地下一定深度内，经后期构造隆升、剥蚀作用而暴露于地表的。映秀-北川断裂带中厚约100~240m的断裂岩记录了该断裂带长期活动的历史。发育在新元古代彭灌杂岩中的碎裂岩和假玄武玻璃为映秀-北川断裂带中产出层位最深的断裂岩，与上三叠统须家河组沉积岩中的断层泥和断层角砾岩同时出露于研究区，为该区最老的断裂岩，代表早期断裂活动形成的地下深部的地震产物被抬升到地表，其中浅部的断层泥和断层角砾岩已被剥蚀。

在映秀-北川断裂带靠近碎裂岩带的黑色断层泥和角砾岩带中，可见断层泥中有大小不同的碎裂岩角砾(图 9a)，说明碎裂岩被抬升到浅部后，被后期的地震断裂作用所叠加；在断裂带底部的黑色断层泥和断层角砾岩带中，断层泥中有断层泥角砾(图 9b)，表明早期的断裂活动形成的断层泥(G1) 被后期断裂作用(G2) 所叠加，这种特征不仅反映了映秀-北川断裂带经历了多期次的断裂活动，而且反映了100~240m宽的不同断裂岩组合结构，可能存在由碎裂岩带(U1)→黑色断层泥带(U2)→断层泥和断层角砾岩带(U3)→断层角砾岩带(U4)→黑色断层泥和断层角砾岩带(U5) 是由老到新的断裂演化过程。但也不排除局部跳跃式的演化过程。总体反映了断裂的活动具有向下盘迁移的趋势。

图 9

Fig. 9

图 9 映秀-北川断裂带中断层泥的显微构造特征 (a)-正交偏光显微镜下断层泥(G) 中可见碎裂岩角砾(Cat)；(b)-扫描电镜照片，后期断层泥(G2) 中有早期断层泥角砾(G1).Cat-碎裂岩；G-断层泥；G1-早期断层泥；G2-后期断层泥 Fig. 9 Microstructures of fault rocks in the Yingxiu-Beichuan fault zone

新元古代彭灌杂岩为龙门山的主体物质，它的隆升作用明显受龙门山断裂带的控制，从地貌特征(图 1b) 来看，尤其是映秀-北川断裂带，其形成时代制约着龙门山的形成。因此，彭灌杂岩的隆升时代对应着映秀-北川断裂带的活动时代。

四川盆地中，最早含有彭灌杂岩或宝兴杂岩砾石的沉积岩可确定为杂岩体最早出露地表的时代。在整个四川盆地中，侏罗纪和白垩纪砾岩中的砾石主要为灰岩、砂岩，未见有花岗质或火山岩质砾石，因此彭灌杂岩、宝兴杂岩出露地表的时代晚于白垩纪；龙门山南部中新世大邑砾岩为该区最早出现的花岗质砾石，其形成时代为4~5Ma (李勇等，2006)，这表明新元古代杂岩的揭顶时代为4~5Ma，表明深部碎裂岩形成时代老于4~5Ma；即映秀-北川断裂带中碎裂岩形成时代早于4~5Ma，晚于白垩纪。

根据Sibson (1977)断裂带模式，碎裂岩形成深度通常为地下10~15km深度内。如果认为龙门山地区类似于汶川地震的强震复发周期为3000~6000年(Burchfiel et al., 2008；李海兵等, 2008b；张培震等, 2008)，若按照汶川地震地表平均抬升~4m (Xu et al., 2009) 计算，则碎裂岩从10~15km抬升到地表所需时间约为7.5~22.5Ma；目前，Godard et al.(2009)通过(U-Th)/He低温热年代学研究认为龙门山的剥露年龄为10~20Ma，其剥露速率~0.65mm/yr，Wang et al.(2012)认为龙门山的快速隆升主要有35~30Ma和15~10Ma两个阶段，因此我们认为快速隆升时代15~10Ma可能代表映秀-北川断裂带的形成时代。

断裂岩是断层活动(地震) 的产物，映秀-北川断裂带中发育厚达100~240m的断裂岩，并且具有多核特征，说明沿着映秀-北川断裂带重复发生过多次强地震活动，每次地震会形成不同规模的地表垂直位移及水平位移，无数次的地震活动造成的地表抬升的累积使得龙门山快速抬升。即15~10Ma以来映秀-北川断裂带以及其他的龙门山逆冲断裂带的长期地震活动，造成了龙门山的快速隆升。映秀-北川断裂带的内部结构包含五个不同断裂岩组合带，这五个不同的断裂岩带可能与龙门山五次不同的隆升速率期有着一定的联系。

本文通过对汶川地震断裂带中映秀-北川断裂带南段虹口八角庙地区露头及WFSD-1岩心研究，得出以下几点结论：

(1) 映秀-北川断裂带宽约105~240m，由五个次级不同的断裂岩带组成，分别为：碎裂岩带、黑色断层泥和角砾岩带、灰色断层角砾岩带、深灰色断层角砾岩带以及断层泥和角砾岩带。断裂岩组合显示映秀-北川断裂带具有多核断裂结构特征。

(2) 映秀-北川断裂带总体走向N55°~65°E，汶川地震主滑移带总体走向N40°~46°E，即汶川地震主滑移带斜切了映秀-北川断裂带，不完全沿袭古地震滑移带，暗示汶川地震断裂带与映秀-北川断裂带可能不是同一个断裂体系。

(3) 映秀-北川断裂带存在多种滑移机制，主要为断裂的摩擦熔融、热增压、动态润滑和机械润滑机制。由于目前断裂的摩擦熔融和热增压机制只发现在映秀-北川断裂带的碎裂岩带中，因此，可能暗示着在一次地震断裂活动中，断裂的不同深度以不同的滑移机制为主，如从断裂深部到浅部以摩擦熔融、热增压、动态润滑及机械润滑机制等不同机制为主。

(4) 上百米宽的映秀-北川断裂带是经历了多期次的断裂活动而形成，不同断裂岩组合结构，可能存在由碎裂岩带(U1)→黑色断层泥带(U2)→断层泥和断层角砾岩带(U3)→断层角砾岩带(U4)→黑色断层泥和断层角砾岩带(U5) 是由老到新的断裂演化过程，反映了断裂的活动具有向下盘迁移的趋势。

(5) 通过龙门山低温热年代学的研究推断映秀-北川断裂带的形成时代为15~10Ma，自形成以来，映秀-北川断裂带的长期地震活动控制着龙门山的快速隆升。龙门山的快速隆升是由众多次地震事件累积叠加而成的。映秀-北川断裂带五个不同断裂岩组合的内部结构带，可能与龙门山不同的隆升速率期有着一定的联系。