龙门山前山断裂带论文：龙门山前山断裂带地震工程地质特征研究

建筑设计191产 城川西龙门山断裂带活动性特征邹媛1 王祥松2摘要：龙门山断裂带位于青藏高原东缘，四川盆地西界，是构造活动较强的巴颜喀拉地块和较稳定的川滇块体之间的界线，同时也是我国南北地震带的中部，呈NE-SW向展布，构造位置非常重要。

龙门山断裂带具有长期活动性，张培震等在2008年通过GPS发现龙门山断裂带在长达10年的时间内，它的构造变形的速度都非常的小（小于2mm/a ）。

关键词：龙门山断裂带；活动性；特征1 龙门山区域地质概况龙门山是青藏高原和四川盆地的分界线，也是扬子地块和松潘—甘孜地块的分界线，还是中国中西部地质、地貌、气候的陡变带。

龙门山断裂带主要包括 3 条大断裂，自西向东分别是：龙门山后山大断裂：汶川-茂县-平武-青川； 龙门山主中央大断裂：映秀-北川-关庄，属于逆走滑断裂；龙门山主山前边界大断裂：都江堰-汉旺-安县，属于逆冲断层。

龙门山地区的构造位置属于扬子板块的西北部，其在羌塘板块和扬子板块相互的挤压的过程中形成的逆冲推覆构造带，是中国大陆造山带的一个典型。

在龙门山地区内，它的地势西北部分较高，而东南部分较低。

在西北部分是山石青峰，山峦巍峨起伏的龙门山山脉，主要是要由变质岩，岩浆岩构成。

2 断裂活动性差异研究表明，龙门山断裂带晚第四纪活动性分段特征明显，以往研究认为北（平武—青川断裂）晚更新世以来已不再活动（李传友等，2004；），最新的研究认为全新世是活动的（孙浩越，2015）。

中段在晚第四纪以来有活动，而南段因为分支较多等因素活动性较中段弱（李传友等，2004；杨晓平等，1999；邓起东等，1994；赵小麟等，1994；李勇等，2006；周荣军等，2006；）。

由断裂活动引起的水系扭曲、断裂槽谷、阶地位错等现象充分验证了以上结论（唐荣昌等，1993； Densmore et al.，2007；陈国光等，2007；贾营营等，2010；陈立春等，2013）。

2008 年汶川 Ms8.0 地震中沿北川－映秀断裂和灌县－江油断裂两条断裂发生地表破裂，表明了这两条断裂的最新活动性。

龙门山山前带地震勘探进展及钻井跟踪评价李青;刘定锦;毛小平【摘要】龙门山地区不仅地表地质条件复杂,地腹构造及其断裂体系也复杂多样,使构造地震成像困难.因此,近十几年开展了一系列地震勘探研究工作:首先通过在矿山梁、天井山等复杂构造区的二维地震勘探攻关,形成了基于地表条件的动态观测系统设计和宽线组合高覆盖采集技术,发现了一批潜伏构造,但是其构造复杂带的准确成像仍然存在问题;2007年,开始对三维勘探“禁区”的龙门山南段莲花山—张家坪地区开展三维地震勘探攻关,逐渐形成了有效的复杂山地三维地震采集、资料处理及解释的配套勘探技术,使山前带逆掩推覆构造成像问题取得了突破性进展;同时,加强钻井跟踪地震地质评价工作以提高钻探成功率.从而加速了龙门山山前带油气勘探开发的过程.【期刊名称】《天然气勘探与开发》【年(卷),期】2012(035)003【总页数】4页(P24-27)【关键词】龙门山;复杂构造;地震勘探;构造成像;钻井跟踪评价;进展【作者】李青;刘定锦;毛小平【作者单位】西南石油大学石油工程学院;中国石油集团川庆钻探钻采工程公司地球物理勘探公司;中国石油西南油气田公司川东北气矿【正文语种】中文1 龙门山山前带地震勘探背景及难点龙门山前陆褶皱冲断带地处松潘—甘孜褶皱带的东缘，北起广元，南达雅安天全，全长约500 km，宽约30 km，是四川盆地的西部边界，同时也是青藏高原的东界(图1)。

前人通过大量的地面地质调查及重、磁资料分析, 根据地面断裂、构造特征及岩石组合性质,通常将龙门山构造带以安县为界南北分为两段,自东向西划分为“山前带、前山带、后山带”等三个次级构造带[1，2]。

在山前带的推覆体下盘和前山带广大地区，由于长期处在构造活动带的边缘，构造圈闭发育，具有形成大中型油气田的良好地质背景，一直是油气勘探的重点领域。

通过多年油气勘探，在山前隐伏带发现了平落坝、邛西、大邑、鸭子河、中坝及河湾场等气田。

但在前山带由于地处盆山过渡带，构造演化历经晚古生代至三叠世早期拉张到印支期褶皱回返，至喜山期强烈推覆隆升，区内深大断裂发育，其构造、断裂体系复杂多样，整体而言勘探研究和认识程度均较低。

注:本文为国家自然科学基金项目(编号40372091)、中国石油天然气集团公司创新基金项目和国家“十五”重点科技攻关项目(编号2001BA 605A 206201)资助的成果。

收稿日期:2003210224;改回日期:2004205216;责任编辑:章雨旭。

作者简介:陈竹新,男,1979年生。

2001年获石油大学(华东)学士学位,现为南京大学地球科学系2003级博士研究生。

通讯地址:210093,南京市汉口路22号;Em ail :czxin @sina .com 。

龙门山前陆褶皱冲断带的平衡剖面分析陈竹新1),贾东1),张惬1),魏国齐2),李本亮2),魏东涛1),沈扬1)1)南京大学地球科学系,210093;2)中国石油天然气股份有限公司勘探开发研究院,北京,100083内容提要:对龙门山前陆褶皱冲断带形成的正反转构造过程有过许多分析,但明显缺乏直接的证据和定量的分析。

本文在地层资料分析的基础上,借助平衡剖面分析验证龙门山形成的正反转构造过程:志留纪至中三叠世受多条倾向北西的同沉积断裂控制;晚三叠世以来遭受北西—南东向挤压、抬升和剥蚀,形成逆冲推覆构造。

在晚三叠世和新生代的两期板块碰撞的影响下,龙门山产生了两期褶皱冲断作用,但在南、北两段表现出显著不同的变形过程。

龙门山北段表现为复杂的逆冲推覆构造,能明确划分出两期构造变形,晚三叠世的变形强烈,缩短率达3117%;而新生代的变形较弱,缩短率仅为1015%。

南段则表现出基底卷入的叠瓦状冲断的特点,主要体现新生代的构造变形,晚三叠世的构造变形基本上被改造,南段整体缩短率达2612%。

关键词:龙门山;平衡剖面;正反转构造;缩短率 对龙门山前陆褶皱冲断带(文中简称龙门山)的研究已有相当长的历史,在构造变形特征、发育演化和形成的动力学机制等方面已经取得了很多较为明确的认识(潘桂棠等,1983;金若谷,1987;卢华复等,1989;罗志立,1991;林茂炳等,1991;刘和甫等,1994;杨逢清等,1994;刘树根等,1995;曾允孚等,1995),而且对其形成的正反转过程也进行过许多分析(龙学明,1991;Chen et al .,1996),但直接的证据和定量的分析依然比较缺乏。

龙门山断裂带地震研究龙门山断裂带，位于四川省中北部，呈现西南-东北走向，其断裂带西南起四川雅安，东北至四川青川县-陕西宁强县，经大邑县，都江堰，汶川，茂县，绵竹，北川，江油，平武，剑阁；在2008年5月12日汶川8级地震前该断裂带历史并无8级地震记录【有一个疑似8级地震记录，是1327年8月底至9月初四川雅安天全县附近发生强烈地震，那次地震震感最远传到湖北荆州，陕西汉中等地区，官方认为是在7级至8级之间。

】龙门山断裂带主要有3条平行的断裂带组成，分别是龙门山后山断裂【汶川-茂县-平武-青川】，龙门山中央断裂【映秀-北川-关庄】，龙门山主山前边界断裂【都江堰-汉旺-安县】。

下图是龙门山断裂带该断裂带全长500多千米【个人通过谷歌测距测到了是538千米左右】。

2008年5月12日四川省汶川县【实际上震中距离汶川县城接近70多千米，距离都江堰县城只有30多千米】发生8级地震【也有资料显示此次地震是一个连发的双震，汶川开始破裂发生了7.8级地震，随后当断裂带破裂到北川时北川再次发生破裂又发生了7.2级地震而两次地震相隔不到1分钟，这也就解释了为啥距离四川汶川地震震中100多千米外的北川比距离震中30多千米外的都江堰灾情更严重了。

】；地震属于逆冲-走滑行地震，地震属于巴颜喀拉山地块和扬子淮板块间的碰撞导致的。

此次地震将龙门山断裂带中段-北川这接近300多千米的断裂区域几百年甚至几千年累计的地壳挤压能量几乎全部释放了，不过要值得注意的是龙门山断裂带长度是达到500多千米呢，释放了300多千米应该还有接近200千米【地震局在汶川地震后勘探显示释放了320千米的断裂带的应力】；而至200多千米未释放能量的区域自2008年后也出现了活跃并且在2013年再次释放；2013年4月20日四川省雅安市芦山县龙门乡附近发生7级地震【USGS测定为6.6级】；此次地震位于龙门山断裂带的南段，地震释放了35千米至40千米断裂带的几百年累积的能量。

长 江 大 学 学报 （ 自然 科 学 版 ） 理 工 ２１ 年 ６ 第 ９ 第 ６ ０２ 月 卷 期 Ｊ ｕ ｎ ｌ ｆ ａ ｇｚ ｎｖｒｉ （ ａ ｃ Ｅ ｉ Ｓ ｉ ｎ Ｊ ｎ ２ １ ，Ｖｏ． ． ｏ ｒ ａ ｎ ｔｅＵ ｉ ｓ ｙ Ｎ ｔ ｉ ｄｔ ｃ ＆Ｅ ｇ ｕ ． ０ ２ ｏ Ｙ ｅ ｔ Ｓ ） １ Ｎｏ ６ ９
１ 时 问 分 布 特 征
图 １所示 为 龙 门山断 裂带 ５ ５级 以 Ｌ地 震活 动 序列 图 。从 图 １可 以看 出 ，该 地 区地震 在 时问上 表 现 ． 为 平 静期 与活 跃期交 替 出现 的现 象 ，而汶 川 地震 刚好 发生 在 当前 的活跃 期 中 。与龙 门 山毗邻 的川滇 地 区
陈 立 （ 济大学海洋与地球科学学院，上 ２００） 同 海 ００２
［ 要］ 利 用 公 元 前 ７０年 至 ２ ０ 摘 ８ ０ ９年 的 龙 门 山 断裂 带 的地 震 数据 资 料 ， 系统 分 析 了龙 门 山断 裂 带 历 史和 现 今 地 震 的 重复 和 迁 移规 律 ， 并 以 １０ ０年 为界 ， 讨论 了该 地 区在 历 史和 现 代 地 震 活 动 上 的 特 征 ， 总 结 了该 ９ 断 裂 带 地 震 的 时 间和 空 间 分 布 规 律 ，探 讨 了在 长 时 间 尺度 下 龙 门 山 断裂 带 地 震 时 空分 布 的地 球 动力 学 背
龙 门 山断裂 带地 震在 时 间上 出现平 静期 与 活跃 期交 替 出现 的现 象 ｊ 。
２ 空 间分 布 特 征
图 ２和 图 ３ 示分 别 为龙 门 山断裂 带公 元前 ７ ０年 ～１ ０ 所 ８ ９ ０年 ５级 及 以上 震 级地 震 分 布 图和 １ ０ ９ ０年
以 来 ４级 及 以 上 震 级 地 震 分 布 图 。 从 图 ２和 图 ３可 以 看 ｝ 龙 门 山 断 裂 带 地 震 多 在 断 裂 带 附 近 发 生 ，呈 ｎ，

龙门山断裂带地壳形变及应力特征研究地震灾害以其突发性和不可准确预测性给人类生活带来了巨大的影响,2008年的汶川地震对中国人民造成巨大生命和财产损失。

20世纪地震学的最大进展之一是发现地震发生在断层上,随着空间技术的发展,GPS技术能够精确的获取地壳的形变信息,结合地质和地球物理资料,探求强震的孕育、发生以及发展规律,从而最大限度的降低地震的破坏程度。

本文以龙门山断裂带为研究区域,采用汶川地震同震GPS观测数据对该区域的速度场分区进行模拟。

运用平均矩张量技术对龙门山断裂地壳应力应变特征进行分段分析。

结合所构建的断层滑动分布模型,采用coulomb3.3软件^[1,2]分析汶川地震所触发的库仑应力及对周边断层活动的影响。

论文的主要工作与成果如下:（1）采用多面函数模型,幂函数模型,最小二乘配置模型对所研究区域的速度场分别进行分区拟合,并对上述三种模型的拟合结果进行比较分析,其结论为多面函数模型的拟合效果最佳。

（2）运用Tam 技术^[3]（平均矩张量技术）结合汶川地震余震震源机制解对研究区域的应力场特征进行分段研究,并与采用多面函数计算的应力场结果进行分析比较,得出利用平均矩张量技术所获得的龙门山断裂应力场分布特征具有一定的可靠性。

其应力场结果表明,汶川地震是一次以逆冲为主,兼少量右旋走滑分量的地震,其主压力P轴方位为NWW,与龙门山构造带应力场方位一致。

（3）通过RPS算法^[4]（基于粒子群算法的全局最优化）反演龙门山断层滑动速率,利用该滑动速率模型和USGS的滑动分布模型^[5]在coulomb3.3软件的基础上分别计算上述两个不同断层模型在指定接收断层和断层最优破裂面上所触发的库仑应力,通过对计算结果的比较分析,可得利用该滑动速率模型计算汶川地震所触发的库仑应力具有一定的可行性。

图1 龙门山断裂带的展布及其分段物理风化作用：岩石在地表条件下，在原地产生机械破碎，而不改变其化学成分的过程。

发生强震的构造条件。

3.2 北川-映秀断裂
该断裂位于龙门山主中央断裂的中段，主中央断裂南西端始于泸定附近，向东北经过盐井、映秀、北川、南坝和茶坝插入陕西境内，与勉县-阳平关断裂相交。

断裂西侧为龙门山高山区，东侧则为中低山区，断裂两侧地形反差悬殊。

北川-映秀断裂的线性影像清晰，保存完好，在龙门山构造带几条主干断裂中显示出较强的活动性。

3.3 灌县-安县断裂
该断裂位于龙门山山前断裂的中段，山前断裂南西端始于天全附近，向北东经过芦山、江油、广元等地插入陕西汉中一带消失。

4.结论
2008年5月12日的汶川8.0级地震，给人民造成了严重的生命财产损失。

地震后，龙门山断裂带在地球科学领域得到了广泛深入的研究，本文在总结前人研究成果的基础上，综合分析了龙门山断裂带的构造演化以及和汶川地震的形成联系，并对2013年4月20日的雅安地震做了简要评述，得出以下结论：
（1）第四纪地壳活动日益强烈，断层的活动一般伴随着地震的发生。

（2）龙门山断裂带是青藏高原向扬子板块俯冲碰撞形成的冲断褶皱带，是中国大陆南北构造带中一条重要的断裂带。

图2 龙门山逆冲推覆构造带剖面
图3 茂汶-汶川断裂剖面
①条带状硅质岩； ②灰白色硅化白云岩；
③钙质胶结断层角砾岩； ④疏松的破碎岩
温差作用：因气候变化而导致岩石产生崩解。

【地球科学小名词】。

写一篇龙门山及邻区断裂分布及地震前后断裂形态差异的报告，
600字
龙门山及其邻区的断裂分布及地震前后断裂形态差异起着举足轻重的作用。

龙门山及其邻区位于广东省西部，由中海沉积盆地-龙门山断裂系和淡水湖—赤坎断裂系等断裂系统组成。

龙门山及其邻区的断裂分布主要分为两大类：龙门山断裂系和赤坎断裂系。

龙门山断裂系主要分布在龙门山及其邻区，例如坪洲断裂、双凤断裂、仕隆断裂等；赤坎断裂系主要分布在淡水湖及其邻区，如赤坎断裂、文教断裂、九里断裂等。

在龙门山及其邻区发生的地震前后，断裂形态存在明显的变化。

例如，在双凤断裂上发生的2005年9月2日赤坎地震前，断
层走向主要以北西—南东向背斜分布；然而，2005年9月2
日赤坎地震后，断层走向以西南—东北向背斜分布。

同样的，九里断裂也出现了不同的断层走向变化，地震前为东西向，地震后变成南北向。

总之，龙门山及其邻区的断裂分布及地震前后断裂形态的变化对当地的构造地质学研究具有重要的意义，有助于理解这一地区的断裂活动，以及地震发生的成因机制。

龙门山断裂带横断层地质特征及其控震作用作者：王伟锋卿艳彬朱传华单新建张晓杰来源：《地震研究》2015年第02期摘要：利用区域地质、构造、遥感地貌、地球物理、野外露头等多方面的证据，标定出龙门山断裂带横断层。

在分析卧龙一怀远、虎牙断裂南段和白龙江等横断层特征及分布的基础上，探讨了横断层的控震作用。

研究认为，龙门山断裂带横断层具有独立发震、使龙门山主断裂带分段活动及分段发震、与主逆冲断裂联合发震、在主震发生后控制余震传播和引发余震等多种方式的控震作用。

关键词：龙门山断裂带；横断层；控震作用；汶川地震；芦山地震中图分类号：P315.24 文献标识码：A 文章编号：1000-0666（2015）02-0242-080 引言龙门山断裂带位于青藏高原东缘，属中国火陆南北地震带巾段，是松潘一甘孜褶皱带与扬子板块的分界线。

与龙门山断裂带斜交或垂直的横断层是客观存在的构造现象，众多学者已从不同角度对龙门山断裂带及其横断层进行了研究，并取得了人量的研究成果，龚宇等（1995），何玉林等（ 1997），张世民等（2005），陈国光等（2007）以及张岳桥等（2008）研究了抚边河断裂、荥经一马边断裂、米亚罗断裂等区域性的北西向断裂；徐锡伟等（2008），陈九辉等（2009），王鹏等（2013），闫亮等（2009）及谭锡斌等（2010）在汶川地震后通过研究发现了北西向的小鱼洞断裂和近南北向的擂鼓断裂；魏成阶等（2012）通过遥感解泽论述了北西向横断层基本特征；王伟锋等（2014）利用北西向横断层对龙门山断裂带进行了分段研究。

但比较系统讨论龙门山断裂带横断层地质特征的研究较少，横断层对龙门山主断裂发震的影响和控震作用方面的研究更少。

汶川地震和芦山地震发生后引起的一些现象，至今没有令人信服的解释，如汶川地震主震发生后余震为何不向南西方向传播，而是戛然终止在卧龙一怀远一线；为何余震向北东呈分段脉动式传播，又在白龙江一线终止；为何沿汶川一理县一带余震分布长达约80 km；芦山地震余震为何稍微有向南传播的趋势，两次地震之间的余震空白段（高原等，2013）又是怎样形成的？横断层的存在及其同震活动可以很好的解释这些疑问。

对于龙门山断裂带活动性的调查研究摘要：为何在这一地区地震频发？为何3年前的5.12地震对这一地区的伤害如此之深？为何同处四川的成都安然无恙？关键词：龙门山断裂带地震2008年5月12日2时28分，那本是一个在平淡不过的午后，但就在那一刻，我们的身边发生了一件震惊世界的事——里氏8.0级的汶川大地震。

其中受灾最严重的莫过于身处龙门山断裂带的地区。

你一定会问为何这些在龙门山断裂带的地区受灾最严重？下面就让我来给你答案。

首先，我们来了解龙门山断裂带在中国的数量及其分布。

1、河南龙门山：位于河南省洛阳市南郊13公里的伊河两岸东、西山上；2、山东龙门山：位于山东省泗水县城西北16公里，泗水、宁阳县交界处；3、四川龙门山：位于四川省四川盆地西北边缘，广元市、都江堰市之间。

其次我们来了解断裂带的构造。

龙门山断裂带是由3条大断裂构成，自西向东分别是龙门山后山断裂，龙门山主中央断裂，龙门山主边界断裂。

此次受灾严重的绵阳市北川县坐落在龙门山主中央断裂上，它属于逆—走滑断裂。

同样受灾的都江堰市落在龙门山主边界断裂上，属逆冲断裂。

再其次，我们来谈谈断裂带与那一次地震的关系。

四川省的地震主要集中在8个地震带(区)上：鲜水河地震带、安宁河—则木河地震带、理塘地震带、金沙江地震带、龙门山地震带、松潘地震带、名山—马边—昭通地震带、木里—盐源地震区。

据四川省地震局相关人士介绍，成都不属于任何地震带和地震区，成都本身基本上不会发生地震。

而大成都地区每年都有地震，主要集中在龙泉、金堂等地方。

我们因该知道地震是因为板块运动挤压形成的。

因为龙泉山脉是地壳积压形成的，所以每年有地壳运动时候都会有轻微的地震。

但是因为龙泉山脉属于一个小型山脉，因此地壳运动不大，每年的地震幅度都在3级及其以下，在震中附近会感觉到稍微摇晃了一下，所以一般也不会被人察觉。

汶川地震为何能量如此之大？美国南加州地震研究中心教授郦永刚认为，龙门山断裂带属地震多发区内的活动断层，来自青藏高原深部的物质向东流动到四川盆地受阻，向上运动，两者边界即为断层面。

横 剖 面 图
收稿 日期 ：２ ０ — — ５ ０９ ５ ２
作者简 介 ：时 志强 （ ９２ ） １ ７一 ，男 ，河南 开封人 ， 副教 授 ，从 事沉 积地 质研 究 １２ ３
龙门…地区关 口断裂形成与演化分析 ２７ ｍ。由此可见 ，关 口断裂在印支早期业已生成 ，断裂性质属正断层 ，北西盘下降 ，在印支早期构造 ６． ４ 运 动 中保 留的地层 层位 全 ，且在 晚 三叠世 海 侵 中率 先 接受 沉积 ，而 东南 盘是上 升 盘 。上 述构 造运 动 中被 剥蚀 地层 多 ，其后 的海侵 也较 晚 。江油地 区关 口断裂 两盘 地层对 比 ，地层 断距可 达 ６０ 左右 （ １。 ０ｍ 图 ） 印支早期构造运动，虽在扬子地 台造成了广泛 的上升和风化侵蚀 ，但从雷口坡组残存厚度值相近分析 ， 江 油地 区变形 微弱 。马鞍塘 组下 部石 灰岩 段广 泛存 在 于江油 地 区关 口断裂 西北 盘 ，显示 中 、三叠 世晚期 生成的正断层 ，在晚三叠世早期一卡尼克期仍在活动 ，是此时期生长性正断层 。 关 口断裂为正断层不仅反映在中三叠世与晚三叠世卡尼期地层上 ，诺利期的须家河组也有反映。断 裂的北西盘彭州市磁峰场地面剖面，须三段厚度 ＞１ ５ ． （ １ ｍ 底部未出露 ） ７ ７ ，断裂 的南东盘毗邻磁峰场的 鸭子 河地 区 （ 州市 九陇镇一 红岩 镇 ） 彭 ，同层 位钻 井厚度 为 １ ５．ｍ～１ ６．ｍ，断层两 盘地层 厚度 差异 ， ８５ ０ ２ ０ ５ 说 明此时期 的关 口断裂仍 然是 一条 同生 正断层 。 １ 逆 冲断层 阶段 ． ２ 诺 利克 中期之后 ， 松潘一 甘 孜弧后 盆地 逐渐 关 闭 ， 生 了强 烈构造 变形 、 产 岩浆 侵入 和 区域 变 质。 从张应力构造体制转变为压性变形场 ， 其地 应力 传导 至本 区 ， 口断裂 由正断层 反转 成为逆 关 冲断 层 ， 于是须家 河组 上部地 层厚 度 ， 断层 的 在 两侧 出现 了反转 现象 ， 即在断层 北西 盘 的厚度演 变 为小 于南 东 盘 。 突 出的 反 映在 须 四段 和须 五 段 ， 西盘 的磁峰 场剖 面 ， 北 两段 地层厚 度之 和为 ７１ ９ｍ，南东 盘鸭 子河地 区 （ 鸭 ９ 川 ２井 、隆丰 １ 井 ）同层位 厚度则 达 １４ ８ ５ ｍ～１５ ５ （ ２） ８ｍ 图 。 什邡市 蓥华镇 （ 三河场 ） 面 ，千佛崖 组与 下伏 剖 须 四段 呈低 角度不整 合接 触 ，缺须五 段 。 在 印支 晚期 构 造事 件 中关 口断 裂 改变 了断 图２ 侏 罗 纪 前 彭 州市 磁 峰 场一 鸭 子 河地 区关 口断 裂 横 剖 面 图 裂 性质 ， 为突 出的是 这次构 造运 动使其 断裂 两 更 侧构造变形强度 、构造样式发生 了巨大差异。断裂的西北侧上古生界和三叠系发生紧闭褶曲和叠瓦状逆 冲构造组 成 的推覆 体 ，而断 裂南 东一侧 的上三 叠统 仅形 成一 些低 缓褶 曲和 断距 不大 的正 向逆 冲断层 或反 向逆 冲断层组 合 。反 映晚 印支期 强大 的应 力被关 口断裂 大量 释放 。关 口断 裂两 侧 因构 造 变形形 成 的起伏 跌宕 地貌 ，经 其后 的风 化侵蚀 、夷 平 ，下侏 罗 统 中 、上 部或 中侏 罗统 与下伏 三 叠系 （ 主 ） 角度 不整 为 呈 合接 触 。

龙门山前山断裂带论文：龙门山前山断裂带地震工程地质特征研究【中文摘要】在广泛收集基础地质资料的基础上,以龙门山前山断裂带为研究对象,从其所处的区域地质背景入手,通过野外地质调查,并结合室内试验及前人的研究成果,对其基本构造及活动性特征进行了综合分析与系统研究。

在此基础上,查明了汶川地震因前山断裂引起的地表破裂特征；揭示了活动断裂对地震和次生地质灾害的控制作用；探讨了活动断裂的地质灾害效应以及地质灾害链的形成机理；开展了以北川县城新址作为典型场地的工程地质稳定性评价。

通过上述研究,取得了以下主要认识：(1)龙门山前山断裂带总体呈NE —SW向展布,走向N35°-45E°,倾向NW,倾角50°-70°,由北东段江油—广元断裂、中段灌县—江油断裂和南西段大川—双石断裂等斜列而成。

在平面上不同分支断裂大致平行排列；在剖面上构成叠瓦状构造；在走向上呈现分段性的特征。

(2)龙门山前山断裂带活动性具有明显不均匀性和分段性的特征。

总体表现为：南西段最强,中段次之,北东段最弱。

通过对各段活动性的分析和研究,结果表明前山断裂自晚第四纪以来活动强烈。

尤其在5.12汶川地震时,其活动性表现得更为显著,由南向北依次表现为：泸定—双石段较明显；双石—灌县段不明显；灌县—江油段明显；江油—广元段较不明显。

(3)汶川Ms8.0级地震致其产生长约72km的单侧多点型地表破裂带。

野外地质调查表明,此次地震地表破裂的表现样式以地表破裂和褶皱挠曲两大类型为主。

典型地段地表破裂分析表明,前山断裂北西盘相对上冲,具典型的逆冲推覆构造特征,且具有右行走滑运动的脆性破裂特征。

(4)前山断裂带地震地表破裂位移量统计分析表明,平均垂直位移为1.25m,最大可达3.6m；平均水平位移为1.05m,最大可达1.7m。

垂直位移与水平位移之比在20：17～17：4之间,其平均比值约为2.7：1,由此说明了该地表破裂带存在逆冲运动分量和右旋走滑运动分量,且逆冲运动分量大于右旋走滑运动分量,故其以逆冲作用为主,右旋走滑作用为辅,显示了以逆冲和缩短作用为主的地震地表破裂性质。

龙门山断裂带与强震嵇少丞2008年5月12日8.0级大地震发生在龙门山断裂带的中北段、今天雅安市芦山县发生的7.0级强震发生在龙门山断裂带的南段。

下面，我就科普一下龙门山断裂带。

在中国地图上有一条由著名地理学家胡焕庸（1901~1998）先生提出的“胡焕庸线”。

这条直线，北起黑龙江爱珲县、西南达云南腾冲，它把中国大陆分成西北和东南两部分，线的东南侧，土地只占整个国土面积的36%，人口却是全国的96%。

线的西北侧，情况恰恰相反。

在四川省的地图中，也有这样一条人口分布疏密的对比线，它就是龙门山脉。

龙门山以东是称之为“天府”的成都平原，“田肥美，民殷富……沃野千里，蓄积饶多，此谓天府。

”龙门山以西是中、高山、极高山和高原的世界，遍布湍急的河流、深切河谷，自然环境注定这里不能像川东一样养活众多的人口，而只能是游牧民的天下。

龙门山是青藏高原东缘边界山脉，横亘于青藏高原和四川盆地之间。

龙门山脉北东－南西向长约500 千米，北西－南东向宽约40~50 千米，从东到西分别是山前冲积平原（海拔约500 米）、高山地貌（海拔2000~5000 米）和高原地貌（海拔4000~5000 米），为当今世界上坡度最陡的高原边界。

龙门山地区的地形坡度比喜马拉雅山南坡的还大，这样的地貌特征本身就说明垂直龙门山方向上水平构造应力分量很大。

前人的野外地质考察和古地磁资料都证明龙门山脉晚新生代以来经受了强烈的右旋斜冲。

但是，横跨龙门山布设的GPS区域观测网在5.12之前的近十年的测量结果却显示基本上没有位移，有些人据此推断龙门山断裂带不是活动地震构造，把该地区从全国强震重点防范区的名单上剔除。

在5.12地震发生在前，当地政府和民众都认为龙门山地区不会有大地震发生，因此也就没有采取任何应对地震灾害的策略与措施，更没有为应对可能的地震灾害而储备救援物资。

事实上，在GPS观测的时间段内，龙门山断裂带处于闭锁状态，并不证明龙门山断裂带是不活动的构造。

一种改进后的断裂封堵性研究方法——以龙门山冲断带为例吕志洲;李旻;田军;黎青【摘要】保存条件是前陆冲断带油气成藏的关键因素,其中断层的封堵性能起到至关重要的作用.由于断层两盘岩性对接关系在三维空间上的差异,致使同一断层在不同走向或者不同深度上封堵性存在差异.该文应用改进后的Allan剖面研究断层侧向封堵性,应用断面压力联合断移地层砂地比评价断层垂向封堵性.将同一断层垂向与侧向封堵性相结合,从而实现半定量综合评价.在低勘探程度尤其是无井地区,应用此方法可以初步判断断层封堵性.在勘探程度相对较高地区,可以充分应用勘探资料,将评价结果由半定量向定量化推进.%Preservation condition is a key element of oil and gas accumulation in foreland thrust belt, and fault sealing capacity plays a vital function. Due to the difference of lithologic interface of fault plates in three-dimensional space, the sealing capacity of the identical fault is different along different orientations or at different depths. The improved Allen section was applied in this paper to sludy the lateral sealing capacity of fault. The vertical sealing capacity of fault was evaluated based on the pressure of fault section and the net-to-gross ratio of displaced layers. Semi-quantitative comprehensive evaluation was made by means of the studies of vertical and lateral sealing capacity of fault. This method might be used to judge the fault sealing capacity initially in the places with low exploration degree, especially in those places without wells. And the places with high exploration degree, we could develop the results of evaluation from semi-quantitation to quantification based on exploration data.【期刊名称】《石油实验地质》【年(卷),期】2012(034)003【总页数】5页(P325-329)【关键词】断面剖面分析法;断裂封堵性;油气保存;油气成藏;龙门山冲断带【作者】吕志洲;李旻;田军;黎青【作者单位】中国石化西南油气分公司勘探开发研究院,成都610081;中国石化西南油气分公司勘探开发研究院,成都610081;中国石化西南油气分公司勘探开发研究院,成都610081;中国石化西南油气分公司勘探开发研究院,成都610081【正文语种】中文【中图分类】TE122.3+4保存条件是前陆冲断带油气成藏的关键因素。

龙门山造山带演化与构造特征研究龙门山是中国四川省的一座著名山脉，也是一个备受关注的地质地貌景区。

它位于四川盆地和青藏高原之间，是一条重要的造山带，因其独特的地质构造特征而备受研究者的关注。

本文将探讨龙门山造山带的演化过程以及其独特的构造特征。

龙门山的地质演化历经了数亿年的过程。

最早的构造事件可以追溯到古元古代，当时的地壳运动使得原始地壳碎裂形成了一系列断层。

这些断层在后期构造活动中扮演了重要的角色，促进了龙门山的形成。

随后，古生代晚期至中生代早期的地壳挤压和折叠使得断层逐渐活动并形成了山脉。

在这个过程中，龙门山的地层经历了复杂的叠加、压扭和变形，形成了陡峭的山体和错综复杂的地质构造。

龙门山的构造特征主要表现在以下几个方面。

首先是断裂活动。

由于地壳运动的作用，龙门山地区形成了大量的断裂带，其中最著名的是龙门断裂带。

这一断裂带延伸数百千米，沿着山脉的走向贯穿整个龙门山地区。

断裂带的活动不仅改变了地层走向和倾角，也导致了地表的断崖陡壁和地震等自然灾害的形成。

其次是喀斯特地貌。

龙门山地区的地质构造特点决定了其独特的喀斯特地貌景观。

在侵蚀作用的影响下，地下溶蚀在龙门山地区形成了许多溶洞、地下河道和地下溶蚀槽。

此外，龙门山的山麓和峡谷地带分布着大量的喀斯特地貌景观，如石笋、石林、溶洞、溶敷地等。

这些奇特的景观吸引了众多游客和地理学家的关注。

另外一个重要的构造特征是火山活动。

龙门山地区地壳的继续运动和构造变动导致了火山活动的发生。

这里分布着数座火山，如龙门山、莲花山等。

火山活动不仅对地壳运动产生了重要影响，也为当地的地质研究和生态旅游提供了宝贵的资源。

最后，龙门山地区还有丰富的矿产资源。

作为一个重要的造山带，龙门山地区富含矿产资源，如煤炭、铁矿石、铅锌矿等。

这些矿产资源对当地经济和工业发展有着重要的意义。

综上所述，龙门山造山带是一个地质历史悠久、构造特征独特的地区。

其演化过程经历了数亿年的构造运动和地质变形，形成了丰富多样的地质景观和矿产资源。

Ⅰ-34龙门山断裂带强度分段特征及汶川地震前后地应力场变化王成虎※ 黄禄渊 杨树新（中国地震局地壳应力研究所，北京 100085）中图分类号：P315.72+7 文献标识码： A doi ：10.3969/j.issn.0253-4975.2018.08.009大地震往往发生在活动断裂带上相对高应力积累或闭锁的段落上。

如何有效地识别出断裂带上正在积累应力且孕育大地震的段落，成为大地震中—长期危险地段判定的重要依据。

早期研究中的原地应力数据积累非常少，而在震区地震前后非常短的时间内取得的数据就更少，这就给利用原地应力实测数据来研究地震增加了很多困难。

李方全等人从邢台、海城、龙陵、唐山等大震区震后地应力测量结果得出，震中区在震后主应力和剪应力值远小于邻近地区，距离震中较远处测得的最大剪应力值为震中区的2—3倍，唐山地震震中区在地震后不久，测得的最大主应力方向与区域构造应力场的方向有较大偏离，但经过一段时间调整后，最大主应力的方向又与区域构造应力的方向一致起来，这可能反映了地震过程中和震后应力的调整。

廖椿庭等（2001）首次利用原地应力测量方法在近距离短时间内捕捉到了昆仑山西口M S 8.1地震前后的地应力调整变化，震后应力仅为震前应力的1/3。

郭啟良等（2009）在汶川地震前后也取得了宝贵的水压致裂原地应力测量资料，测量结果显示，在大震前后应力量值的变化约为23%—29%。

研究工作利用龙门山断裂带上汶川地震前后近23年获得的29个钻孔的原地应力资料开展汶川地震前后应力变化和龙门山断裂带不同分段的摩擦强度研究。

所使用的地应力数据均为由水压致裂应力测量得到。

根据世界应力图数据质量分级标准，应力测量获得的数据深度超过100 m ，数据质量可列为B 类和C 类。

依据29个钻孔的原地应力测量资料统计分析可知，龙门山断裂带区域的实测应力数据呈现出较为明显的分段特征，即南北段的应力值偏高，而中段的应力值偏低；从北向南，应力方向出现了较为明显的偏转，即从北段的NNW 转向中段的NW 向，再转向南段的NWW 向（或者近EW 向）。

龙门山断裂带最新地震活动特征及其意义刘小梅;吴晶;梁春涛;钱旗伟;杜培笑【摘要】综合最新布设的龙门山断裂带地震空段台阵(LmsSGA)与四川省地震局固定地震台网数据,对龙门山断裂带新近一年(2016年11月21日到2017年10月28日)的23479个地震事件开展双差定位工作,共获取包括汶川地震余震和芦山地震余震在内的6111个重定位地震事件.在此基础上,分别与汶川地震和芦山地震的早期余震空间分布特征进行比较.研究发现在汶川地震发生近十年后,其余震活动依旧活跃.汶川地震现今余震活动主要分布在10～25 km的深度区间,震源深度呈现西南段较东北段偏深的特征.此外,汶川近年余震分布相比早期余震偏深,破裂带西南段的余震活动有向深部迁移的趋势.对于芦山地震,其近期余震活动较弱,余震主要分布在10～15 km的深度区间,比早期余震的分布区间偏浅.龙门山断裂带最新余震活动分布特征表明,余震活动随着时间的推移有迁移的现象.考虑到距离主震事件已分别有5～10年的流逝时间,余震迁移现象可能由以流体扩散方式为主的准静态应力机制触发.【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2019(062)004【总页数】11页(P1312-1322)【关键词】龙门山断裂带;震相识别;双差定位;汶川地震;芦山地震【作者】刘小梅;吴晶;梁春涛;钱旗伟;杜培笑【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京 100049;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059;成都理工大学地球探测与信息技术教育部重点实验室,成都 610059;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京 100049;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;中国科学院大学,北京 100049【正文语种】中文【中图分类】P3150 引言龙门山断裂带是青藏高原东部的一条边缘断裂带，走向为NE方向，总长约400 km，其西部为松潘—甘孜块体，东部为四川盆地.2008年汶川MW7.9地震即发生在这条断裂带上(图1)，该地震造成巨大人员伤亡，而在此之后的2013年芦山MW6.6地震的发生引发了汶川地震与芦山地震相互关系，以及龙门山断裂带未来地震危险性等相关思考(陈立春等，2013；杜方等，2013；单斌等，2013；徐锡伟等，2013；郑勇等，2013；Shi et al., 2014；Lu et al., 2017；陈运泰等，2013；Pei et al., 2014；Li et al., 2014；Bai et al., 2018).从地震相互关系角度分析，有学者指出，芦山地震是一次独立的地震事件，但其有可能被汶川地震触发而产生(Li et al., 2014).从地震危险性分析方面，有研究表明汶川地震的发生对周缘断裂带有应力加载的作用，使得龙门山断裂带西南段宝兴—小金一带处于潜在强震区域(陈运泰等，2013).另外，芦山地震的发生，使得汶川与芦山地震之间的地震空段危险性增强(陈运泰等，2013；高原等，2013；Lei et al., 2014；Liu et al., 2014).然而，地震层析成像结果表明该地震空段为低速区域，难以积累达到相应强震的应力水平(Pei et al., 2014).紧邻龙门山断裂带的四川盆地，包括四川中东部和重庆大部及云南昭通大部，共11个人口超过400万的城市，对该区地震危险性的判定尤为重要.除地震危险性以外，龙门山断裂带的另一个显著特点是其陡峭的地形，横跨该断裂带的地形梯度可达青藏高原地区之最(Thompson et al.,2015).有关该区的隆升机制主要包括两个端元模型：中下地壳流与中上地壳缩短(Clark and Royden, 2000; Hubbard and Shaw, 2009).前者指出在印度板块北向运动的过程中，松潘—甘孜块体软弱的中下地壳物质逐渐东向运移，当遇到较为坚硬的四川盆地阻挡时，物质运移通道转为向上，导致该区地形陡增；而后者则认为逆冲地震的发生可导致中上地壳横向缩短、垂向生长、地形升高.汶川地震发生距今已近十年，近年来有关该断裂带地震活动分布的研究并不多见，制约了人们对该断裂带地震震源演化的认识.此外，龙门山断裂带地形陡峭且海拔较高，对该区的地震学监测有限(图1)，尤其是对地震空段的监测较为薄弱.这束缚了人们对龙门山断裂带整体地震活动与结构的认识，因此，自2016年11月，中国科学院地质与地球物理研究所与成都理工大学合作在地震空段加密布设23个宽频带地震仪器(梁春涛等，2018)，并命名为龙门山断裂带地震空段台阵(Longmenshan Seismic Gap Array，LmsSGA).本文主要基于LmsSGA台阵新数据，并综合固定台站资料，开展龙门山断裂带最新时段的地震事件识别与定位研究，分别揭示汶川与芦山地震的早期余震与现今余震在空间分布上的差异，并探讨其可能的机制.新获取的地震定位数据，将为龙门山断裂带地震危险性与动力学机制，提供新的地震学信息.图1 研究区域地质构造、断层及LmsSGA台站分布蓝色圆圈为1990年1月1日至2017年11月21日发生在研究区域内的ML≥2.0地震(数据来自四川省地震局)，红色五角星代表汶川地震，黄色五角星代表芦山地震，蓝色五角星代表九寨沟地震，蓝色菱形为LmsSGA台站分布，绿色菱形为四川省地震局的固定台站，紫色方框代表地震空段的位置.粉色和绿色的丛集分别是重定位前的丛集2和丛集4.Fig.1 Tectonic structures, faults and stations in study areaThe blue circles show seismicity in the study area from January 1st, 1990 to November 21st, 2017 with ML≥2.0 (data from Sichuan Earthquake Admini stration). The red star shows Wenchuan mainshock, the yellow star shows Lushan mainshock, and the blue star shows Jiuzhaigou mainshock. The blue diamonds show stations of LmsSGA, the green diamonds show permanent stations from Sichuan Earthquake Administration, and the purple rectangle marks the seismic gap. The pink and green clusters shows cluster 2 and cluster 4 before relocation respectively.图2 LmsSGA数据预处理流程图Fig.2 Flowchart of data preprocessing from LmsSGA1 数据与方法LmsSGA台阵主要包括14台Guralp CMG-3ESPC地震计，4台Nanometrics Trilium-120PA地震计和5台eentec EP-300地震计，对应的数据采集器依次为REFTEK-130B，DR-4050P(dmx.gz格式)和Centaur(miniseed格式).本文采用数据时长约一年(2016年11月21日—2017年10月28日).野外采集的数据为连续波形且格式不同，因此在数据预处理过程中，首先进行数据格式转换，把上述三种数据格式转为标准SAC格式，并把时间转换至北京时.其次，从连续波形中截取事件波形，具体为根据四川省地震局提供的地震目录信息截取事件波形，最终获取23479个事件资料(图2).由于事件波形数量较大，在后续分析中，我们基于已经截取的事件波形，首先采取自动识别震相方法——PSIRpicker (Li and Peng, 2016)拾取P、S到时.另外，为保证自动识别结果的可靠性，把震中距小于120 km的地震事件的P、S到时进行人工检验校正.综合LmsSGA震相数据与四川省地震局的震相报告，基于HypoDD(Waldhauser and Ellsworth, 2000)方法，开展龙门山断裂带最新地震事件重定位分析，并与汶川地震与芦山地震的早期余震分布特征加以比较，探讨其可能的机制.1.1 震相拾取PSIRpicker(Li and Peng, 2016)是在传统特征函数方法基础上，结合研究区域的一维速度反演，该方法主要基于已有地震事件目录计算新数据体的体波理论到时信息，正适于LmsSGA台阵数据.该方法需要初始速度模型和地震位置作为输入信息，确定震相到时的可能区间，在此区间内，通过信噪比(SNR)的比对判定震相的准确到时.根据所得的震相到时更新初始速度模型，并用更新后的速度模型寻找更加准确的震相到时.如此迭代反复，直至震相到时和速度模型都足够稳定时，即可得到较为精准的区域速度模型和震相到时.在利用PSIRpicker拾取震相的准备过程中，赵珠和张润生(1987)关于四川地区地壳上地幔的P波速度模型I中的西区部分作为初始速度模型，其中VP/VS值取1.73.采取西部速度模型主要基于两点考虑：其一，LmsSGA台阵的主体位于川西高原；其二，在对台阵数据2017年4月份的数据体进行测试时，我们发现由东部速度模型进行重定位得到的丛集2的均方根残差从0.3838 s降到0.1182 s，降低了69.2%，而由西部速度模型进行重定位得到的丛集2的均方根残差由0.3860 s降到0.1124 s，降低了70.9%，因此我们认为西部速度模型比东部速度模型更加适合本文的数据体.在自动拾取震相之后，将震相到时写入地震波形头段信息中，得到含有P波和S波初至信息的波形.为使震相识别结果更为可靠，我们对震中距在120 km以内的所有事件波形进行人工检验校正，最终获取具有清晰震相的地震事件共2700个.图3a和图3b分别展示了自动识别震相准确度较高和不理想状态下，进一步进行人工检验校正的实例.这凸显了自动识别震相与人工检验相结合的必要性.1.2 地震重定位本文采用HypoDD(Waldhauser and Ellsworth，2000)对龙门山断裂带及其周缘的地震事件进行重定位.如果两个地震间的距离远小于震源距和速度不均匀尺度的话，那么对于同一个台站来说，这两个地震从震源区到该台站的射线路径是相近的.这种情况下，在同一个台站观测到的这两个地震事件的走时差之差(称为双差)主要由两个地震事件的空间分布差异所致.重定位过程中通过联合多个事件对到台站的双差组成矩阵，利用奇异值分解法(SVD)或共轭梯度法(LSQR)获得最小二乘解，并通过多次迭代得到准确的震源参数(Waldhauser and Ellsworth，2000).在对LmsSGA记录到的地震事件进行定位的过程中，与识别震相过程一致，采用赵珠和张润生(1987)关于四川地区地壳上地幔的P波速度模型I中的西区部分，VP/VS值取1.73.本文组成事件对的条件为：事件对之间的最大距离MAXSEP=8 km，事件对到台站的最远距离MAXDIST=350 km，事件对的最低链接数MINLINK=4.鉴于龙门山断裂带规模较大，设定用于重定位的丛集的质心到台站的最远距离为250 km，迭代3组，每组迭代4次.本文重定位过程中，共得到1097473对事件对，组成矩阵的规模较大，因此采用的是共轭梯度法(LSQR)求解震源参数.2 重定位结果采用双差定位方法，将组成204个丛集的8747个地震事件进行重定位，共得到6111个精定位的地震事件.以丛集4(九寨沟地震余震构成的丛集)为例，共658个地震事件参与重定位，得到620个重定位结果.重定位后的均方根残差从0.4334 s 减小到0.2910 s，水平向和垂直向的平均偏差分别为43.8 m和66.6 km，结果得到较为明显的改善.图3 PSIRpicker震相自动识别与人工震相检验校正的波形示例2～15 Hz带通滤波后的三分量地震记录，自上而下分别是E、N、Z分量.其中A和T0分别为PSIRpicker拾取的P波初至和S波初至；P和S分别为人工检验校正之后的P波和S波的初至.其中，(a)为震中距21.3 km，震源深度4 km，ML1.3的地震事件；(b)为震中距12.2 km，震源深度12 km，ML1.6的地震事件.Fig.3 Three-component waveform after automatic phase picking and manual checkingThree-component seismogram filtered by a butterworth filter in 2～15 Hz, E, N, Z components from upper to lower panels respectively. A is marked as P arrival picked by PSIRpicker while T0 is S arrival picked by PSIRpicker. P and S arrivals are manually adjusted by marking P and S. (a) shows an event with epicenter distance 21.3 km, depth 4 km, ML1.3, while (b) shows an event with epicenter distance 12.2 km, depth 12 km, ML1.6.图4 重定位前(a)、后(b)的震中位置分布图附图(c)、(d)为震源深度统计直方图，附图(e)为IRIS提供的该区域1970年2月24日至2018年2月18日的地震(MW≥3.0)震源深度分布图.Fig.4 Seismicity locations before (a) and after (b) relocationThe insets (c) and (d) are histograms of focal depth respectively, and the inset (e) is histogram of focal depth (MW≥3.0) from IRIS (from February 24th, 1970 to February 18th, 2018).图5 汶川余震活动沿断裂带走向投影图以汶川主震为中心沿龙门山断裂带走向投影，投影宽度为西向50 km至东向50 km. (a) 红色方框为本文结果，绿色方框为赵博等(2011)结果，蓝色方框为黄媛等(2008)结果，橙色五角星为汶川地震主震；(b) 红色圆圈为本文结果中震源深度沿断裂带的投影，黑色方框含义同图5a中红色方框，附图为重定位后震源深度统计直方图； (c)、(d) 中的绿色和蓝色圆圈分别为赵博等(2011)和黄媛等(2008)的结果中震源深度沿断裂带的投影，其他同图5b.Fig.5 The along-strike projections of Wenchuan aftershocksTheprojections are centered at Wenchuan mainshock spanning from 50 km in the west to 50 km in the east. (a) The red squares show our result. The green squares show the results of Zhao et al. (2011) and the blue ones show the results of Huang et al. (2008). The orange star represents Wenchuan mainshock. (b) The red circles mark along-strike projection of focal depth in this paper and the black squares are the same as red ones in Fig.5a. The inset figure is the histogram of focal depth after relocation. The green circles and blue circles in (c) and (d) mark along-strike projection of focal depth in Zhao et al. (2011) and Huang et al. (2008) respectively. Others are the same as in Fig.5b.图6 芦山余震活动沿断裂带走向投影图以芦山主震为中心沿龙门山断裂带走向投影，投影宽度为西向12 km至东向20 km.(a)红色方框为本文结果，绿色和蓝色方框分别为Fang等(2015)和赵博等(2013)的结果，橙色五角星为芦山地震主震；(b)红色圆圈为本文结果中震源深度沿断裂带的投影，黑色方框含义同图6a中红色方框，附图为重定位后震源深度统计直方图；(c)、(d)中的绿色和蓝色圆圈分别为Fang等(2015)和赵博等(2013)的结果中震源深度沿断裂带的投影，其他同图6b.Fig.6 The along-strike projections of Lushan aftershocksThe projections are centered at Lushan mainshock spanning from 12 km in the west to 20 km in the east. (a) The red squares show our result. The green squares and blue squares show the results of Fang et al. (2015) and Zhao et al. (2013) respectively. The orange star represents Lushan mainshock. (b) The red circles mark along-strike projection of focal depth in this paper and the black squares are the same as red ones in Fig.6a. The inset figure is the histogram of focal depth after relocation. The green circles and blue circlesin (c) and (d) mark along-strike projections of focal depth in Fang et al. (2015) and Zhao et al. (2013) respectively. Others are the same as in Fig.6b. 图7 汶川地震与芦山地震最新余震分布(a)、(b) 分别同图5b，6b； (c)、(d) 分别是在芦山地震段和汶川地震段沿断裂带走向的S波速度结构(梁春涛等，2018).Fig.7 Distribution of the most recent aftershocks of Wenchuan and Lushan earthquakes(a) The same as Fig.5b and (b) The same as Fig.6b. (c) and (d) are S wave velocity along strike of Longmenshan Fault Zone in Lushan and Wenchuan rupture sections respectively (Liang et al., 2018).对比重定位前后的震中位置分布图(图4)，可以看出重定位前震中位置聚集于汶川地震余震带、芦山地震余震带、九寨沟地震余震带和鲜水河断裂带附近.由于研究区域中台网分布较为均匀，重定位后的地震事件在空间分布形态上没有太大变化，但是呈现事件集中或收敛到断裂带周缘的特征.对比重定位前后的震源深度分布发现，重定位之前，绝大部分地震集中在0～25 km的深度范围内，且分布较为零散.重定位后，54.7%的地震事件分布在10～20 km的深度范围内，且有了较为明显的优势发震层，整体的震源分布有变深的趋势.值得注意的是，重定位之后，有2.9%的地震分布在30 km以深，这与IRIS(Incorporated Research Institution for Seismology)的结果一致(图4e).3 讨论3.1 汶川地震最新余震与早期余震分布比较在汶川地震早期(2008年5月12日—2008年7月8日)，地震主要分布在20 km以浅(黄媛等，2008)，其中绝大部分集中在10～20 km范围内.该结果与赵博等(2011)依据2008年5月12日—2008年12月31日得到的精定位结果的分布特征一致(图5).在汶川地震发生后近十年，汶川最新余震主要分布在25 km以浅，集中在10～25 km范围内，但在30 km以深也有部分余震.依据Kato和Obara(2014)与Wu 等(2017)采用的震源深度统计方法，结合汶川地震余震带较长的特点，我们定义沿断裂带走向每5 km作为一个滑动窗口，并设置沿断裂带走向2 km为一个区间，随着断裂带走向统计每个区间内地震事件的平均深度，该深度在图5中以方框表示.观察震源平均深度统计的曲线图，可以看出汶川地震余震震源分布形态变化不大.将不同时期的汶川余震震源平均深度进行比较，发现在断裂带西南段，新近余震的震源平均深度分布较早期余震变深约5 km，东北段余震震源分布也向深部迁移约3 km(图5).3.2 芦山地震最新余震与早期余震分布比较芦山地震发生后，多位学者开展了不同时段余震的精定位工作(张广伟与雷建设，2013；赵博等，2013；Fang et al., 2015).在芦山地震发生后18天内，余震主要分布在20 km以浅，大部分集中在15～20 km范围内(赵博等，2013)，这与芦山地震震后48 h的深度分布区间接近(张广伟与雷建设，2013).在芦山地震发生1年后，余震集中分布于20 km以浅，其中绝大部分集中在10～20 km范围内(Fang et al., 2015).同样，依据Kato和Obara(2014)与Wu等(2017)中采用的震源深度统计方法，我们定量计算地震深度分布形态.由于芦山地震余震带相对较短，我们定义沿断裂带走向上每2 km作为一个滑动窗口以提高空间分辨率，并设置沿断裂带走向2 km为一个区间，随着断裂带走向统计每个区间内地震事件的平均深度，该深度在图6中以方框表示.本文数据分析表明，芦山地震发生约五年后的余震集中分布在10～15 km的深度范围内.与早期余震相比，现今余震数量明显减少，余震分布几何形态与早期一致，但在深度分布方面则整体向浅部迁移约3 km(图6).3.3 龙门山断裂带新近余震的触发机制余震触发机制主要包括以下两个方面：其一为直接源于主震的静态应力与动态应力的触发；其二为由于主震破裂产生的准静态应力作用，其中准静态应力又包含震后余滑、黏弹性松弛、以及流体扩散等(Freed, 2005).考虑到芦山与汶川地震发生距今已近5～10年之久，因此静态应力与动态应力均难以解释新近的余震活动.此外，准静态应力机制中的震后余滑是揭示早期余震的主要方式(Peng and Zhao, 2009；Tang et al., 2014；Wu et al., 2017)，亦不适用于已达数年之久的龙门山断裂带的最新余震活动.准静态应力中的黏弹性松弛与流体扩散机制可以解释长达数年的余震活动，因此较为适用于龙门山断裂带新近的余震活动.然而，汶川余震主要分布在10～25 km深度上，距离该区壳幔边界(40～60 km)(Zhang et al., 2009)仍有距离，与黏弹性松弛模式主要发生在壳幔边界处并不相符，因此汶川余震更有可能因流体扩散机制触发.芦山新近余震主要向中上地壳迁移，与汶川新近余震相近，流体扩散亦是其可能的余震触发机制.3.4 汶川地震与芦山地震最新余震分布比较由新近的汶川地震和芦山地震的余震分布可以看出(图7)，芦山地震的余震深度较浅，大部分分布在主震以浅，且数量较少.汶川地震的余震较深，大部分分布在25 km以浅，比主震深度更深的余震比例达到37.9%.汶川与芦山地震虽同发生在龙门山断裂带上，但其深部分布存在明显差异.结合该区速度结构可知，芦山地震区域下方高速层不明显，汶川地震段20 km以下有两个明显的高速层，呈现沿断裂带走向方向的速度不均匀性(梁春涛等，2018).我们认为汶川与芦山余震的深度分布趋势的这种差异，除与主震破裂特征密切相关外，亦有可能是龙门山断裂带介质速度不均匀性的表现.Lei和Zhao(2009)根据层析成像结果，指出汶川地震余震之所以主要分布在龙门山断裂带北段，与龙门山断裂带北段存在多个小尺度介质不均匀体相关，与本文结论相近.更详尽的工作，需要我们后期基于LmsSGA与断裂带周缘固定台站数据开展精细结构成像加以完善.4 结论本文综合利用流动台阵LmsSGA与四川省地震局地震台网资料，对龙门山断裂带新近地震活动进行重定位.我们发现在汶川地震发生之后近十年，其余震活动依然活跃，震源深度主要分布在10～25 km区间内.汶川余震震源深度呈现西南段深而东北段浅的特征，西南段余震相比早期余震有向深部迁移的趋势.芦山余震活动性较弱，余震主要分布在10～15 km的深度区间内，相比早期余震有向浅部迁移的趋势.考虑到汶川与芦山两次强震发生距今已分别有5～10年的时间，综合最新余震空间分布特征，我们指出现今余震的触发有可能因流体扩散这一准静态应力方式触发.另外，余震迁移现象在龙门山断裂带不同区域存在差异，暗示该断裂带介质存在横向不均匀性特征.未来，我们计划依据LmsSGA台阵的震相与波形数据，开展地震空段内速度结构成像工作，为该区地壳结构特征与地震危险性提供新的地震学依据. 致谢中国地震局科学探测台阵提供仪器，中国地震局地球物理研究所提供技术支持.成都理工大学余洋洋、何富军、周鲁、刘志强、王朝亮、黄焱羚、曹飞煌、万子轩、江宁波等参与LmsSGA野外台阵布设工作.感谢中国地震局地球物理研究所王宝善研究员、许卫卫副研究员给予的野外工作指导.感谢中国科学院地质与地球物理研究所艾印双研究员、王一博研究员、田小波研究员、徐涛研究员、陈赟副研究员、四川省地震局易桂喜研究员、苏金蓉高级工程师、吴朋工程师、成都市防震减灾局郑松林工程师给予的协助.ReferencesBai M K, Chevalier M L, Pan J W, et al. 2018. Southeastward increase of the late quaternary slip-rate of the Xianshuihe fault, eastern Tibet. Geodynamic and seismic hazard implications. Earth and Planetary Science Letters, 485: 19-31.Chen L C, Ran Y K, Wang H, et al. 2013. The Lushan MS7.0 earthquake andactivity of the southern segment of the Longmenshan fault zone. Chinese Science Bulletin, 58(28-29): 3475-3482, doi: 10.1007/s11434-013-6009-6. Chen Y T, Yang Z X, Zhang Y, et al. 2013. From 2008 Wenchuan earthquake to 2013 Lushan earthquake. Scientia Sinica Terrae (in Chinese), 43(6): 1064-1072.Clark M K, Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow. Geology, 28(8): 703-706.Du F, Long F, Ruan X, et al. 2013. The M7.0 Lushan earthquake and the relationship with the M8.0 Wenchuan earthquake in Sichuan, China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(5): 1772-1783, doi:10.6038/cjg20130535.Fang L H, Wu J P, Wang W L, et al. 2015. Aftershock observation and analysis of the 2013 MS7.0 Lushan earthquake. Seismological Research Letters, 86(4): 1135-1142.Freed A M. 2005. Earthquake triggering by static, dynamic, and postseismic stress transfer. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 33: 335-367, doi: 10.1146/annurev.earth.33.092203.122505.Gao Y, Wang Q, Zhao B, et al. 2013. A rupture blank zone in middle south part of Longmenshan Faults: Effect after Lushan MS7.0 earthquake of 20 April 2013 in Sichuan, China. Science China Earth Sciences, 57(9): 2036-2044, doi: 10.1007/s11430-014-4827-2.Huang Y, Wu J P, Zhang T Z, et al. 2008. Relocation of the MS8.0 Wenchuan earthquake and its aftershock sequence. Science in China Series D: Earth Sciences, 51(12): 1703-1711, doi: 10.1007/s11430-008-0135-z.Hubbard J, Shaw J H. 2009. Uplift of the Longmen Shan and Tibetan Plateau, and the 2008 Wenchuan (M=7.9) earthquake. Nature, 458(7235): 194-197, doi: 10.1038/nature07837.Kato A, Obara K. 2014. Step-like migration of early aftershocks following the 2007 MW6.7 Noto-Hanto earthquake, Japan. Geophysical Research Letters, 41(11): 3864-3869.Lei J S, Zhao D P. 2009. Structural heterogeneity of the Longmenshan fault zone and the mechanism of the 2008 Wenchuan earthquake (MS8.0). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 10(10): Q10010, doi:10.1029/2009GC002590.Lei J S, Zhang G W, Xie F R. 2014. The 20 April 2013 Lushan, Sichuan, mainshock, and its aftershock sequence: Tectonic implications. Earthquake Science, 27(1): 15-25.Li Y Q, Jia D, Wang M M, et al. 2014. Structural geometry of the source region for the 2013 MW6.6 Lushan earthquake: Implication for earthquake hazard assessment along the Longmen Shan. Earth and Planetary Science Letters, 390: 275-286.Li Z F, Peng Z G. 2016. An automatic phase picker for local earthquakes with predetermined locations: Combining a signal-to-noise ratio detector with 1D velocity model inversion. Seismological Research Letters, 87(6): 1397-1405.Liang C T, Huang Y L, Wang C L, et al. 2018. Progress in the studies of the seismic gap between the 2008 Wenchuan and 2013 Lushan earthquakes. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 61(5): 1996-2010, doi:10.6038/cjg2018M0254.Liu M, Luo G, Wang H. 2014. The 2013 Lushan earthquake in China tests hazard assessments. Seismological Research Letters, 85(1): 40-43, doi: 10.1785/022*******.Lu R Q, Xu X W, He D F, et al. 2017. Seismotectonics of the 2013 Lushan MW6.7 earthquake: Inversion tectonics in the eastern margin of the Tibetan Plateau. Geophysical Research Letters, 44(16): 8236-8243, doi: 10.1002/2017GL074296.Pei S P, Zhang H J, Su J R, et al. 2014. Ductile gap between the Wenchuan and Lushan earthquakes revealed from the two-dimensional Pg seismic tomography. Scientific Reports, 4: 6489, doi: 10.1038/srep06489.Peng Z G, Zhao P. 2009. Migration of early aftershocks following the 2004 Parkfield earthquake. Nature Geoscience, 2(12): 877-881, doi:10.1038/ngeo697.Shan B, Xiong X, Zheng Y, et al. 2013. Stress changes on major faults caused by 2013 Lushan earthquake and its relationship with 2008 Wenchuan earthquake. Science China Earth Sciences, 56(7): 1169-1176, doi: 10.1007/s11430-013-4642-1.Shi Z M, Wang G C, Wang C Y, et al. 2014. Comparison of hydrological responses to the Wenchuan and Lushan earthquakes. Earth and Planetary Science Letters, 391: 193-200.Tang C C, Lin C H, Peng Z G. 2014. Spatial-temporal evolution of early aftershocks following the 2010 ML6.4 Jiashian earthquake in southern Taiwan. Geophysical Journal International, 199(3): 1772-1783, doi:10.1093/gji/ggu361.Thompson T B, Plesch A, Shaw J H, et al. 2015. Rapid slip-deficit rates at the eastern margin of the Tibetan Plateau prior to the 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake. Geophysical Research Letters, 42(6): 1677-1684, doi: 10.1002/2014GL062833.Waldhauser F, Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm: Method and application to the northern Hayward fault, California. Bulletin of the Seismological Society of America, 90(6): 1353-1368.Wu J, Yao D D, Meng X F, et al. 2017. Spatial-temporal evolutions of early aftershocks following the 2013 MW6.6 Lushan earthquake in Sichuan, China. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 122(4): 2873-2889, doi: 10.1002/2016JB013706.Xu X W, Chen G H, Yu G H, et al. 2013. Seismogenic structure of Lushan earthquake and its relationship with Wenchuan earthquake. Earth Science Frontiers (in Chinese), 20(3): 11-20.Zhang G W, Lei J S. 2013. Relocations of Lushan, Sichuan strong earthquake (MS7.0) and its aftershocks. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(5): 1764-1771, doi: 10.6038/cjg20130534.Zhang Z J, Wang Y H, Chen Y, et al. 2009. Crustal structure across Longmenshan fault belt from passive source seismic profiling. Geophysical Research Letters, 36(17): L17310, 1397-1413, doi: 10.1029/2009GL039580. Zhao B, Shi Y T, Gao Y. 2011. Relocation of the Wenchuan MS8.0 Earthquake Sequence. Earthquake (in Chinese), 31(2): 1-10.Zhao B, Gao Y, Huang Z B, et al. 2013. Double difference relocation, focal mechanism and stress inversion of Lushan MS7.0 earthquake sequence. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(10): 3385-3395, doi:10.6038/cjg20131014.Zhao Z, Zhang R S. 1987. Primary study of crustal and upper mantle velocity structure of Sichuan province. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 9(2): 154-166.Zheng Y, Ge C, Xie Z J, et al. 2013. Crustal and upper mantle structure and the deep seismogenic environment in the source regions of the Lushan earthquake and the Wenchuan earthquake. Science China Earth Sciences, 56(7): 1158-1168, doi: 10.1007/s11430-013-4641-2.附中文参考文献陈立春, 冉勇康, 王虎等. 2013. 芦山地震与龙门山断裂带南段活动性. 科学通报, 58(20): 1925-1932.陈运泰, 杨智娴, 张勇等. 2013. 从汶川地震到芦山地震. 中国科学: 地球科学, 43(6): 1064-1072.杜方, 龙锋, 阮祥等. 2013. 四川芦山7.0级地震及其与汶川8.0级地震的关系. 地球物理学报, 56(5): 1772-1783, doi: 10.6038/cjg20130535.高原, 王琼, 赵博等. 2013. 龙门山断裂带中南段的一个破裂空段——芦山地震的震后效应. 中国科学: 地球科学, 43(6): 1038-1046.黄媛, 吴建平, 张天中等. 2008. 汶川8.0级大地震及其余震序列重定位研究. 中国科学 D辑: 地球科学, 38(10): 1242-1249.梁春涛, 黄焱羚, 王朝亮等. 2018. 汶川和芦山地震之间地震空区综合研究进展. 地球物理学报, 61(5): 1996-2010, doi: 10.6038/cjg2018M0254.。