摘要龙门山断裂带沿倾向和走向具有明显的分带性和分段性特征，通常以4条主干断裂为界将龙门山断裂带自西向东分为5条构造带，但是对沿走向的分段性特征仍未达成共识.本文利用四川区域地震台网记录的汶川地震后近10年的波形数据，采用全波形反演获取了龙门山断裂带1495个M≥3的震源机制解.通过“滑动窗”扫描方法提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线，据此将龙门山断裂带的震源区划分为S1—S9段.根据反演的震源机制解，进一步采用阻尼线性反演技术求取龙门山断裂带高分辨率的构造应力场信息，从地震类型、断面结构和构造应力场等角度探讨龙门山断裂带的分段性特征.结果表明：(1)地震类型存在明显的分段性特征.其中S1的逆冲型地震比例最高，S8的走滑型地震比例最高，S9的正断型地震比例最高.汶川地震后龙门山断裂带可能存在差异性断层调整运动，且余震晚期沿断裂带走向普遍存在应力的补充和协调，芦山地震的发生可能还对S2造成了应力扰动.汶川主震附近及余震区远端经历了更长的震后调整过程，且余震区远端S9具有更复杂、强度更高的震后调整过程.(2)断面结构存在明显的分段性特征.断面结构揭示汶川主震附近和余震区远端的隐伏断裂，以及虎牙断裂南端参与了汶川余震活动.断面倾角与走滑分量具有较好的一致性，在具有明显逆冲分量的分段断面倾角主要分布在50°～70°，而在具有明显走滑分量的分段断面倾角基本在60°以上，且断面倾角增大与汶川余震带宽度收缩变窄相吻合.(3)龙门山断裂带的应力环境非常复杂.σ1方向的分段性差异导致了汶川—芦山地震空区的地壳撕裂和地幔物质上涌、汶川主震附近和余震区远端的隐伏断裂活动以及虎牙断裂南端大量的逆冲型地震.结合构造应力场与大地测量资料认为，龙门山的隆升主要是受构造应力场作用下的上地壳缩短增厚所致.
关键词龙门山断裂带;构造分段性;震源机制;构造应力场;汶川地震
0引言
龙门山断裂带地处青藏高原东缘与四川盆地的交汇地带，大致呈NE-SW向展布，长约500km，宽约30～50km，其北东端和南西端分别与秦岭断裂带和鲜水河断裂带斜交，主要由后山断裂、中央断裂、前山断裂和山前隐伏断裂等4条主干断裂及其控制的逆冲推覆体所组成(图1).4条主干断裂均具有第四纪活动性，且活动性向山前依次增强：其中后山断裂以中段茂汶—汶川段活动最强，中央断裂以中段北川—太平场段活动最强，前山断裂以南段大川—天全段活动最强(李传友等，2004;王振南等，2019).龙门山断裂带沿倾向和走向具有明显的分带性和分段性特征，目前沿倾向的分带性研究已取得基本共识，通常以4条主干断裂为界将龙门山断裂带自西向东分为5条构造带(如刘树根等，1995;金文正等，2007;李智武等，2008)，但是对沿走向的分段性特征研究仍存在明显差异(如陈国光等，2007;李智武等，2008;孟文等，2013).
地震震源机制解提供了断层几何形态及区域构造应力场的重要信息，此前许多学者根据震源机制解的空间分布对龙门山断裂带的分段性特征进行了研究.王勤彩等(2009)根据矩张量反演的汶川地震序列88个震源机制解的空间分布特征，将主破裂带自西南至东北划分为6段.易桂喜等(2012)根据CAP波形反演的312个4级以上汶川余震震源机制解，划分出理县NW向分支，同时以绵竹和平武为界，将余震密集区沿龙门山断裂带划分为南、中、北3段，揭示了余震震源机制的时空分布特征.Li等(2019)反演了2009—2016年龙门山断裂带391个M≥3.5地震震源机制解，并根据断层几何形态、构造应力场和地形证据，以北川为界将汶川余震区划分为西南段和东北段.Luo等(2019)反演了汶川余震序列中404个震源机制解，并将余震区分为7段探讨了地震类型和地震深度剖面的分段特征.
从目前的研究来看，不同学者对龙门山断裂带的分段结果仍存在明显差异，这主要是由于此前研究对龙门山断裂带的分段基本为定性分析而非定量划分.此外，目前利用震源机制解对龙门山断裂带的分段性研究中，大多数仅对汶川震源区或芦山震源区进行专门研究，而未能将二者进行综合分析.
汶川地震后近10年时间发生的大量地震很好地覆盖了龙门山断裂带绝大部分地区，仅留下南、北两端及汶川—芦山地震空区(Yangetal.，2017;梁春涛等，2018;Liuetal.，2018;Wangetal.，2018a;刘小梅等，2019)三个未破裂段，为利用密集地震震源机制解研究龙门山断裂带的分段性特征提供了丰富资料(图1).本文搜集了四川区域地震台网记录的波形数据，采用全波形反演获取了龙门山断裂带密集的震源机制解.然后通过“滑动窗”扫描方法提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线，据此对龙门山断裂带进行分段.根据反演的震源机制解，进一步采用阻尼线性反演技术求取龙门山断裂带高分辨率的构造应力场信息，并从地震类型、断面结构和构造应力场等角度探讨龙门山断裂带的分段性特征.
1龙门山及邻区地质构造背景
龙门山主要由前寒武纪变质岩(700～800Ma)和少量新元古代火成岩及志留纪-三叠纪海相沉积岩组成(Xuetal.，2008)，其东西两侧分别为四川盆地和松潘—甘孜褶皱系(图1).龙门山自北向南出露了一系列杂岩体(757～805Ma)，包括南坝杂岩、彭灌杂岩、宝兴杂岩和康定杂岩(图1;Xuetal.，2008).龙门山东侧的四川盆地由前寒武纪基底和上覆的古生代-新生代完整地层组成(王二七等，2001;Xuetal.，2008)，其西侧的松潘—甘孜褶皱系被称为“地质百慕大”，主要由一套巨厚的三叠纪复理石沉积组成，分布在古特提斯海的东缘(许志琴，1992;王二七等，2001).
龙门山断裂带的形成与发展主要经历了印支期华南地块与华北地块拼合，以及喜马拉雅期印度板块与欧亚大陆板块碰撞两大地质事件.在印支期，华南地块自晚古生代向北漂移，最终于三叠纪与华北地块拼合，龙门山的薄皮推覆构造被认为可能是由华南地块顺时针旋转运动派生的挤压应力造成的，而其左旋走滑可能与松潘—甘孜褶皱带的NE-SW向缩短有关(王二七等，2001).此外，三叠纪华南地块与华北地块拼合导致了地块边缘地壳大规模N-S向缩短，由此造成了秦岭的抬升.王二七等(2001)根据碧口断块的岩性特征及其边界断层性质，推断碧口断块为秦岭蜂腰挤出的刚性构造外来体;而碧口断块向西逃逸，受到西侧若尔盖地块的阻挡，两者相向对挤形成了岷山隆起(张国伟等，2004).此前的测量资料显示，岷山隆起的隆升速率达21mm·a-1，表明该隆起带仍处于快速隆升阶段(邓起东等，1994).
在喜马拉雅期，青藏高原块体发生强烈的褶皱隆升，青藏高原范围内的特提斯洋彻底关闭，在高原块体的周缘发生了一系列褶皱推覆和走滑现象.青藏高原的隆升被认为是新生代以来全球最为壮观的地球动力学事件(滕吉文等，2019)，显著提升了龙门山的抬升速率(Xuetal.，2008).龙门山浅部成分遭受新的强烈挤压，早期初具规模的龙门山断裂带产生大幅度向东逆冲推覆，使推覆作用达到高峰(黄学猛和谢富仁，2009).晚第四纪以来，由于华南地块对高原内部向东运移物质的强烈阻挡作用，导致了龙门山断裂带NW侧约200km的龙日坝断裂带的形成，被认为显著分解了巴颜喀拉块体SE向运动(徐锡伟等，2008a).因此，现今青藏高原向SE方向侧向生长可能仅剩一小部分转化为龙门山断裂带的断层运动和垂直抬升作用.
2震源机制解
2.1数据处理与方法
根据国家地震科学数据共享中心(http：∥data.earthquake.cn)提供的地震目录，汶川地震发生后近10年时间(2008年5月至2018年12月)，龙门山断裂带共发生了2123个M≥3地震，图2给出了这些地震的M-t图.根据震级和频度特征，本文将汶川地震当天至芦山地震前的时间划分成4段，分别为T1a(2008-05-12—2008-08-31)、T1b(2008-09-01—2009-12-31)、T1c(2010-01-01—2011-12-31)和T1d(2012-01-01—2013-04-19);将芦山地震以后划分成2个时段，分别为T2a(2013-04-20—2014-12-31)和T2b(2015-01-01—2018-12-31).
本文使用的波形数据来自四川区域地震台网，考虑到台站方位角分布和震中距范围(≤300km)等因素，挑选了其中33个宽频带固定台站的波形记录(图1插图).数据处理时，对原始波形记录去均值、去趋势和去仪器响应，根据反方位角由ZNE坐标系旋转到ZRT坐标系，并对全部波形手动进行挑选，保留连续且信噪比较高的波形.
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本文采用近震全波形反演震源机制解(Herrmann，2013).当震源尺度远小于地震波长时，台站记录的地震图可表示为
2.2震源机制解的分段性特征
2.2.1分段方法
利用全波形反演方法，本文共获取龙门山断裂带1495个M≥3地震震源机制解，如图4所示.附录A1给出了本文与此前易桂喜等(2012，2016)采用CAP方法反演的震源机制解的误差统计.参考Zoback(1992)世界应力图的分类方法，根据震源机制解的P轴、B轴和T轴倾伏角对获取的震源机制进行分类，结果显示：正断型地震136个，正走滑型79个，走滑型388个，逆冲型549个，逆走滑型124个和不确定型219个;逆冲型(37%)和走滑型(26%)地震占大多数.
为了利用密集震源机制解对龙门山断裂带进行分段，本文首先采用“滑动窗扫描”方法提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化曲线：利用一个固定宽度的窗口沿龙门山断裂带走向从震源区南端由南向北移动，通过对窗口内各地震类型的数量进行统计，提取不同地震类型的数量沿龙门山断裂带走向的变化趋势(图4插图).测试表明，(1)滑动窗口内的数量变化主要反映窗口右端点的变化趋势;(2)当滑动窗的宽度≤模型分段长度时，扫描的变化曲线拐点与模型分段边界相吻合(附录A2).因此滑动窗的宽度既不能设置过大以致无法准确识别分段边界，也不能设置过小而造成样本数量不足无法体现统计规律.考虑这两方面因素，最终设定的滑动窗宽度为30km，移动步长为1km.由于反演的逆冲型和走滑型地震占大多数，因此主要根据这2种地震类型的变化趋势，将龙门山断裂带的震源区划分为9段，由南向北依次命名为S1—S9(图4).
2.2.2理县断裂的震源机制
汶川地震发生后，位于龙门山断裂带中段的理县附近出现了一支呈NW-SE向分布的余震活动，其地震展布与米亚罗断裂走向接近，而明显偏离龙门山断裂带走向，地震类型为具有高倾角的左旋走滑型，被称为理县分支(易桂喜等，2012).在龙门山断裂带另一侧的相似位置，同样在汶川地震发生后，前山断裂与中央断裂之间新出现了一条小鱼洞断裂，野外地质调查表明该断裂的走向近NW向，垂直于龙门山NE向的主干断裂而平行于逆冲体的逆冲运动方向，是一条具有高角度断面、以左旋走滑作用为主的捩断层(李勇等，2009).理县分支的发震构造与小鱼洞断裂具有极其相似的特征，目前许多研究均认为理县分支的地震活动已延伸到小鱼洞断裂(如邓起东等，2011;Changetal.，2012;李振月等，2019;Lietal.，2019)，因而揭示了一条新的活动断裂，本文将其称为理县断裂.
从米亚罗断裂至小鱼洞断裂所在的S3共挑选出188个节面走向近NW向的震源机制解，这些地震在平面呈条带状分布，长轴近NW-SE向，如图5所示.对节面参数的统计显示，断层倾角基本大于60°，显示出高倾角特征;滑动角基本分布在-30°～30°范围，表明具有较大的左旋走滑分量(图5a).地震类型三角形图解显示，地震类型以走滑型为主，且4次MW≥5地震均为走滑型(图5b).
以上分析表明，本文挑选的188个地震的发震断层性质与龙门山断裂带存在明显差异，而与理县断裂右端的小鱼洞断裂基本一致.这一方面为理县断裂的存在提供了依据，另一方面也表明理县断裂与小鱼洞断裂具有相似的断裂特征.因此，本文将这些地震认定为理县断裂的地震，并根据这些地震的平面展布特征，以及捩断层平行于块体逆冲方向的性质，推测了理县断裂的具体位置，如图5白色虚线所示.
2.2.3地震类型的分段性特征
为了研究龙门山断裂带地震类型的分段性特征，将理县断裂的地震剔除后，分析了S1—S9的地震类型三角形图解，如图6所示.
从图6可以看出，S1的地震类型简单清晰，以逆冲型(82%)占主导，大部分地震具有显著的逆冲分量，且3次MW≥5地震均接近纯逆冲性质.S2以逆冲型(37%)和走滑型地震(25%)为主，1次MW≥5地震为逆冲兼少量走滑型.由此可见，位于汶川—芦山地震空区两侧的S1和S2，在地震类型特征上存在明显差异.
S3的逆冲型地震比例(28%)略高于走滑型地震(23%)，但是明显低于南北两侧S2(37%)和S4(47%)的逆冲型地震比例，且走滑型地震比例(23%)远低于理县断裂(62%)，表明S3的地震类型与南北两侧及理县断裂均存在明显差异.此外，本文在S3共获取了154个震源机制解，略少于理县断裂，且S3无MW≥5地震，而理县断裂有4次，表明S3的地震活动强度远低于理县断裂.
S4—S7的地震优势类型为逆冲型，该类型在各段所占比例均接近50%，在9个分段中仅低于S1;然而走滑型地震比例均低于20%，在9个分段中仅高于S1.值得注意的是，S5是唯独没有MW≥5地震的一段.这可能是由于虎牙断裂向南延伸到该地区，导致该地区产生了复杂的构造变形，从而弱化了局部的构造应力场.这与地壳各向异性研究结果相一致：盆山边界或发育不同走向的活动断裂地区，存在地壳各向异性强度偏小的现象(杨妍等，2018;高见等，2020).
S8的走滑型地震比例最高(42%)，逆冲型地震次之(22%)，正断型地震仅占4%，且2次MW≥5地震均为走滑型;S9的走滑型地震比例(33%)有所下降，正断型地震比例(27%)大幅升高，逆冲型地震仅1次，5次MW≥5地震中3次为走滑型，正断型和不确定型各1次.同时注意到，S9的走滑型地震具有的走滑分量相对S8普遍较低(图6).由此可见，S8以走滑型地震为主，且走滑型地震比例在9个分段中最高;而S9以走滑型和正断型地震为主，走滑型地震比例及走滑型地震的走滑分量均低于S8.此外，虽然S9的地震数量在9个分段中最少，但MW≥5的强余震比例却是最高的.——论文作者：杨宜海1，2，张雪梅3，花茜1，2，苏利娜1，丰成君4，邱玉荣1，梁春涛5*，苏金蓉6，古云鹤1，金昭娣1，张媛媛1，关昕
