2008年汶川地震中斷坡－滑脫斷層破裂：龍門山擠壓隆升的大地測量證據(jù)

譚 凱，楊少敏，喬學軍，許才軍，王 琪

1 中國地震局地震研究所，地震大地測量重點實驗室，武漢 430071

2 中國地質(zhì)大學（武漢）地球物理與空間信息學院，行星科學研究所，武漢 430074

3 武漢大學測繪學院，武漢 430076

1 引 言

龍門山是青藏高原與華南地塊之間一條板內(nèi)匯聚邊界．晚新生代（9～13 Ma）以來，龍門山及青藏高原東緣地區(qū)曾快速隆升，與四川盆地形成3000m以上的巨大地形比差，其陡峭堪比大陸板塊邊界的喜馬拉雅山脈［1］．

地學界對龍門山的隆升機制一直存在爭議．傳統(tǒng)的擠壓造山地區(qū)，如喜馬拉雅弧形構(gòu)造帶，往往伴隨大型、低角度、高速逆沖的滑脫斷層，沖斷帶內(nèi)強震頻繁，前陸盆地巨厚沉積發(fā)育［2］．然而，龍門山山前斷層全新世活動速率僅1～2mm／a，大地測量顯示跨龍門山地區(qū)的擠壓變形也小于3mm／a［3］，山前沉積厚度不過500m，特大歷史地震鮮有記錄［4］．因而，Royden等認為龍門山隆升屬于下地殼層流模式［5］，即川西高原中下地殼東流，受四川盆地堅硬基底阻擋而垂向增厚、抬升，與水平縮短關系不大，山前高角度斷層是龍門山抬升中盆山差異性運動的地表響應．

2008年5月12日，汶川地震在地表錯開龍門山構(gòu)造帶的中央斷層和前山斷層．從映秀到馬爾康，GPS觀測同震形變由最大5．3m 減低到0．2m，地表破裂帶160km 以遠變形依然醒目［6］．InSAR 監(jiān)測到地表變形從地表破裂帶西南端向高原一側(cè)擴展，波及80～120km 以外區(qū)域［7］．測震監(jiān)測也顯示，該地區(qū)深部余震分布向北西向突出，沿小魚洞、棉篪、理縣形成一條余震帶［8］，與盆地一側(cè)的北西向小魚洞斷層相銜接［9］．地表變形與深部破裂特征一致性說明，汶川地震的同震破裂并不局限于映秀、虹口等地，而可能是龍門山深部滑脫層破裂的結(jié)果，龍門山深部破裂的幾何、運動學特征被視為擠壓隆升的地震學證據(jù)［10］．不過汶川地震深部破裂的具體細節(jié)及其可靠性仍需各種資料的論證和辨識．本文以各類大地測量數(shù)據(jù)為約束，研究龍門山推覆構(gòu)造帶深部滑脫斷層的產(chǎn)狀以及破裂行為，探索汶川地震與龍門山構(gòu)造隆升的關系．

2 地震破裂模型反演

2．1 模型和算法

假設地震區(qū)為各向同性彈性半空間，則矩形斷層位錯引起地表變形可用封閉公式［11］計算，主要與子斷層幾何特征7參數(shù)（長、寬、深、走向、傾向、水平投影坐標）和滑動3 參數(shù)（走滑量、傾滑量、張性分量）相關．

用大地測量資料反演斷層幾何與滑動參數(shù)的算法分兩類：①根據(jù)破裂面復雜程度，將其簡化為一個或數(shù)個平面斷層，則地表位移是斷層幾何參數(shù)和滑動參數(shù)的非線性函數(shù)，通過一定的反演方法求解［12］，滿足觀測值殘差的加權(quán)平方和（觀測數(shù)據(jù)擬合度）最?。虎谠O定方法①估算的破裂幾何參數(shù)為已知，或依據(jù)地震、地質(zhì)資料等先驗信息設定破裂幾何參數(shù)為已知，將斷層分割為更大數(shù)目的子斷層，以獲得更高分辨率的滑動分布，則地表位移是子斷層滑動參數(shù)的線性函數(shù)，解算滑動參數(shù)應滿足觀測數(shù)據(jù)擬合度和滑移分布粗糙度最?。╩inmum），即

這里d是形變觀測值，W 是觀測值的權(quán)矩陣，是觀測值方差－協(xié)方差D 的逆矩陣，即D ＝W－1W，G 是格林函數(shù)，s是子斷層滑動矢量，β是平滑因子，單位為m－1，L是拉普拉斯有限差分算子．為避免子斷層滑動不合理震蕩，公式（1）解算采用變量邊界約束的最小二乘法，滿足約束條件：

這里Bb、Bu分別是滑動分量的上、下界．

方法②所得滑動分布完全取決于破裂面先驗幾何特征．Feng 等（2010）、Tong 等（2010）、Xu 等（2010）采用了該算法［13－15］，由于缺少足夠的先驗信息，他們的模型均沒有包含滑脫層，所以解釋不了引言提及的地表位移場特征．Shen 等（2009）為減弱先驗信息不確切帶來的模型誤差，采用一種混合算法，在解算滑動分布時，同時估算為數(shù)有限的破裂面幾何參數(shù)（6個斷層傾角）［3］．他們的模型預設了深部滑脫層，但反演所得的滑脫層滑動幅度較低．

本文側(cè)重于獲得可靠的斷裂深部幾何參數(shù)，同時給出對應的滑動分布模型．首先，分別用GPS／InSAR 資料（以避免不同資料定權(quán)的復雜性）和格網(wǎng)搜索方法確定斷層幾何參數(shù)及其置信區(qū)間，即依據(jù)先驗信息確定破裂面的幾何結(jié)構(gòu)，建立合理的、一定參數(shù)空間密度的幾何參數(shù)模型，用變量邊界約束的最小二乘法計算每個模型的滑動分布，選擇觀測值擬合度最好的模型作為最佳模型，用F 統(tǒng)計估算其置信區(qū)間；然后，聯(lián)合水準、三角點、強震臺靜態(tài)位移資料［6］，使用最佳模型幾何參數(shù)，用變量邊界約束的最小二乘法重新確定最終的破裂滑動分布模型．

2．2 破裂面幾何參數(shù)及置信區(qū)間

基于龍門山山前疊瓦狀逆沖推覆構(gòu)造以及余震精確定位，一般認為汶川地震破裂面具有柱面狀的鏟式結(jié)構(gòu)，在地質(zhì)平衡剖面上，可近似表現(xiàn)為淺部陡立斷坡斷層以及深部低傾角滑脫斷層［16］．破裂面的空間參數(shù)，一部分依據(jù)前山斷裂（灌縣—江油）和中央斷裂（映秀—北川）的地表考察結(jié)果確定［9］，得到可靠的破裂走向、頂部埋深、出露位置等先驗幾何參數(shù)信息，無需進一步精化；另一部分參數(shù)，如破裂面長度、寬度，可依據(jù)實際需要任意設定，不影響破裂面滑動分布反演（因為實際破裂面長度、寬度由最終反演結(jié)果決定），也不影響對其他幾何參數(shù)（如破裂面傾角）的約束．

因此，前山斷裂可以簡單設為單獨的一個斷坡斷層，中央斷裂由上部的斷坡斷層下接滑脫斷層構(gòu)成，斷坡斷層走向根據(jù)地表破裂帶確定，使得破裂上邊界逼近實地考察的地表破裂帶．考慮地表破裂帶兩端以外的潛在破裂，模型破裂面（包括前山斷裂）有意向兩側(cè)延長；滑脫斷層長度、走向與其上部斷坡斷層一致，其寬度超過余震分布范圍，充分顧及潛在的深部余滑，整體上中央斷裂映秀—北川段最寬．需要通過地表位移場進一步約束的幾何參數(shù)是破裂面傾角（包括傾角沿走向、傾向的變化）．

龍門山地區(qū)斷層三維結(jié)構(gòu)顯示前山斷裂可能為低傾角逆沖（＜15°），但多次反演表明破裂分布反演結(jié)果對前山斷裂傾角差異并不敏感．為了簡單，前山斷裂設為平面斷層，所有子斷層傾角固定為35°（取自GCMT 地震矩張量解http：∥www．globalcmt．org），并假設在模型截面上，前山斷裂向下延伸不能超過初始破裂點．在破裂面幾何模型中，中央斷裂分為映秀—北川段和北川—青川段，具有獨立的鏟式結(jié)構(gòu)，顧及地表破裂帶西南段、東北段破裂方式的明顯 變 化［9，17－18］．前 山 斷 裂 和 中 央 斷 裂 的 兩 段 破 裂 面都被離散化為4km×3km 或4km×4km 的矩形子斷層（共2016 個子斷層，最小二乘法需要反演4032個走滑、傾滑參數(shù)）．

中央斷裂每段的子斷層傾角沿走向保持一致，其深度變化由地表（頂層子斷層）傾角δs、滑脫層頂部傾角δd和埋深hd三個幾何參數(shù)決定，頂層以下各子斷層傾角隨深度單調(diào)遞減，在視覺上保持破裂面大致光滑，以及不同模型破裂面總體形態(tài)的相似性和彼此間協(xié)調(diào)性（圖1）．最后需要以格網(wǎng)搜尋算法約束的幾何參數(shù)，僅是與中央斷裂有關的6個參數(shù)，其參數(shù)空間設置見表1．

表1 斷層幾何參數(shù)及置信區(qū)間Table 1 Fault profiles and geometry parameters and their confidence intervals

格網(wǎng)搜索分映秀—北川、北川—青川兩段獨立進行，每段內(nèi)三參數(shù)按兩個一組如（δs，hd）和（δs，δd）構(gòu)建兩個二維參數(shù)空間，獨自搜尋．為了避免觀測值種類不同引起的定權(quán)復雜性，分別使用GPS／InSAR 觀測的地表位移進行最佳參數(shù)搜尋．最佳幾何參數(shù)通過觀測值擬合度WRSS的等值線圖或曲線圖判定，根據(jù)GPS數(shù)據(jù)反演的最佳幾何參數(shù)見表1這里α代表子斷層的線性尺度，在本模型為3km 或4km．ρ代表了模型能夠可靠分辨的滑動分布尺度大小．分析可知，淺部貼近地表的模型分辨率最大達6～8km，最低部位在小魚洞附近，分辨率也在12～14km，而深部分辨率較差，但最低也在16～20km．因此我們認為，模型顯示的主滑動區(qū)，以及淺層的滑動空區(qū)是可靠的．

2．4 模型比較與深部余滑

盡管觀測資料取舍不同，分辨率各異，迄今公布的十多個破裂模型均揭示了大尺度破裂的不連續(xù)分布特征，即破裂在時間上可以細分為強度不等的子事件，在空間上一般表現(xiàn)為大小有別的主要滑動區(qū)．靜態(tài)大地測量資料強化了對破裂模型的約束，給出了較為精細的破裂分布結(jié)構(gòu)，因此本文比較那些利用了多種大地測量資料反演的破裂模型［3，10，14－15］，重點關注GPS、InSAR 資料在重建汶川地震破裂過程中的作用．

本文以及Wang等（2011）建模以地面實測資料為主，InSAR 遙感資料為輔，兩個模型間細小差異主要是所用地面資料的數(shù)量不同．Shen 等（2009）給出的模型［3］主要依據(jù)9100個ALOS／EnviSat升軌InSAR 圖像采樣點，模型細節(jié)特征來自InSAR的觀測約束，148個GPS站資料只起輔助作用，且對近場GPS站按位移幅度進行降權(quán)處理，更削弱GPS資料的約束強度．盡管模型擬合誤差?。↖nSAR擬合誤差1．9cm，GPS擬合誤差大約4cm），但中央斷裂上僅顯示映秀、北川、南壩三個局部峰值超過9m 的主破裂區(qū)，前山斷裂沒有明顯的破裂峰值區(qū)，模型分辨率較低．

Tong等（2010）［14］利 用5738 個ALOS 衛(wèi) 星InSAR 圖像采樣點（其中729 個來自下降軌道）和近場GPS測站103個水平位移分量資料建模．該模型突顯了映秀、北川、高村、南壩、漢旺五個主破裂區(qū)域．該模型的一個特點是引入地表破裂勘察資料作為模型約束條件［9，17－18］，模型細 節(jié)特征可能更多體現(xiàn)了地表數(shù)據(jù)的貢獻．盡管模型分辨率有所提高，但InSAR 數(shù)據(jù)的擬合中誤差增加到10～12cm，比Shen等（2009）模型大，GPS擬合中誤差更大，達到14．5cm，說明模型誤差較大．

Feng等（2010）模型［13］也顯示淺部六個主破裂區(qū)（其破裂面兩端的滑動模式與我們略有不同）．模型反演僅用2150個受電離層誤差干擾相對較小的ALOS數(shù)據(jù)，但對有限的GPS數(shù)據(jù)依據(jù)測站距離遠近給予特別加權(quán)，大幅增加了近場GPS 數(shù)據(jù)的權(quán)重．為數(shù)不多的GPS數(shù)據(jù)可能決定了斷層淺部的滑移分布，提高了模型分辨率，但一定程度降低了模型精度，擬合InSAR 數(shù)據(jù)中誤差達到7．7cm，相對較高．

本文與此前主要依賴InSAR 建模的主要差別在深部破裂狀態(tài)，圖3清楚顯示15km 以下兩個分別位于臥龍、草坡峰值高達6 m 主破裂區(qū)．該區(qū)與斷坡斷層主破裂區(qū)域分離，其釋放的地震矩相當于兩次Mw＞7大震．此外，滑脫層還有三、四個中小規(guī)模破裂區(qū)，散布在理縣、汶川和茂縣一帶，大致也相當于Mw6．6～6．8強震．由于InSAR 數(shù)據(jù)對位于淺部、高角度斷坡斷層滑動相對敏感，而對深部、近水平滑脫層破裂分辨能力相對薄弱，以InSAR 為主的反演模型不能可靠展示這些深部破裂特征．而位于斷層上盤GPS資料重現(xiàn)滑脫面非均勻破裂特征．

本文與Wang等（2011）建模所用資料均含有部分震后形變，因而反演所得深部破裂可能混雜一定的震后余滑．為此，本文假定47個GPS站震后8個月內(nèi)觀測位移完全為余滑的地表變形響應［6］，依據(jù)各測站位移時間序列，推估這些測站震后8個月總位移幅度（圖5），用以約束余滑模型，定性評估余滑與同震的關系．

圖5 震后形變場與余滑分布QC：青川；NB：南壩；BC：北川；HW：漢旺；YX：映秀．Fig．5 Post－seismic deformation field and after slip distributionQC：Qingchuan；NB：Nanba；BC：Beichuan；HW：Hanwang；YX：Yingxiu．

余滑反演采用與前面一致的斷層產(chǎn)狀面，但子斷層數(shù)量大幅減少（基本是上下左右四個合并成一個，得到551個子斷層，需要反演1102個走滑、傾滑參數(shù)），映秀—北川斷層余滑主要分布在下部滑脫層（圖5），最大滑動不超過1m，而北川—青川段淺部斷坡余滑最大，近地表處仍有1 m 以上的余滑．余滑峰值區(qū)與同震滑動峰值區(qū)有對應關系．不過，映秀—北川段同震滑動峰值主要分布于上部斷坡，而震后余滑更多地發(fā)展到深部的滑脫層，可以在較長時間內(nèi)緩慢釋放．而走滑為主的北川—青川段，余滑分布峰值區(qū)還是位于地殼上部，位于對應的同震滑動峰值區(qū)的東北方，與破裂傳播方向一致．

以上余滑模型代表汶川震后余滑的上界．模型擬合觀測值的殘差中誤差0．7mm，上盤遠場4個測站模擬值比觀測值小，殘差較大，可能與震后黏彈性松弛有關．依據(jù)模型，余滑標量矩1．3×1020N·m，相當于一次Mw7．3級地震．代表模型能夠可靠分辨滑動分布尺度大小的ρ，在淺部為8～20km，深部分辨率較差，最低也在18～30km，這說明模型顯示的主滑動區(qū)及滑動空區(qū)是可靠的．因此，即使顧及最大可能余滑，深部滑脫層滑動達5．5m 的兩三個破裂峰值區(qū)仍是基本為同震過程．

3 討 論

近來三次最大的陸內(nèi)逆沖型（1999年臺灣集集，2005年克什米爾，2008年汶川）地震中，集集與汶川地震的破裂模型顯示發(fā)震斷層延伸至深部近水平的滑脫層［23］，集集地震在滑脫層上的滑動量最大2～4m，汶川地震深部破裂幅度最大可達6～7m．克什米爾地震的同震滑動限定在15km 以上斷坡斷層［24］，利用SAR 亞象元匹配技術(shù)得到同震位移場，可能因觀測精度不高，不能有效恢復15km 以下深部破裂，破裂可能終止于脆韌性轉(zhuǎn)換帶，也可能繼續(xù)深入喜馬拉雅下部低角度韌性滑脫層．

發(fā)生在盆山交界地帶的逆沖型大震與造山過程有關．就龍門山而言，汶川地震深部破裂是沿近水平滑脫層展布，還是沿高角度斷坡斷層向中下地殼延伸，代表了兩種不同的造山模式．大地測量反演提供了區(qū)分兩種模式的關鍵證據(jù)．目前判據(jù)主要是測站位移擬合度，例如集集地震，采用斷坡－滑脫斷層為代表的薄皮構(gòu)造的破裂幾何結(jié)構(gòu)，就比厚皮構(gòu)造能更好擬合地表位移［23］，其模型由滑脫層平面突然向上變?yōu)楦呓嵌葦嗥缕矫妫疚牟煌氖腔搶忧嫦蛏瞎饣^渡到斷坡曲面，符合地質(zhì)破裂和能量最小規(guī)律．用同樣方法另外構(gòu)建最小角度大于45°的斷坡模型，令hd等于約束上界30km，δd等于約束上界45°，然后去掉下部傾角小于45°的子斷層，得到比單一傾角平面模型子斷層更多、下部延伸更遠的斷坡曲面模型．針對斷坡－滑脫層和斷坡曲面兩種斷層結(jié)構(gòu)擬合汶川地表位移場，斷坡－滑脫斷層鏟式結(jié)構(gòu)的擬合度同樣比高角度斷坡斷層的殘差平方和至少低16%～17%，尤其是斷層西南部觀測值擬合．因而汶川地震與集集地震破裂幾何結(jié)構(gòu)基本類似．

集集地震的深部破裂位于8～10km 深度，基本上位于脆性孕震層內(nèi)，完全為同震破裂，但汶川地震深部破裂深度在16～21km，位于深15～25km、由脆性地殼向黏性過渡的轉(zhuǎn)換帶內(nèi)．人工地震深反射剖面以及地震層析成像皆顯示這個10km 厚的中地殼層具有明顯的地震波速異常，泊松比較低．精密定位的汶川余震序列和震前微震活動都聚集在深度5～20km 范圍，20～30km 間是缺震層，少有震前微震及余震活動［8，25］．Shen等（2009）的破裂模型曾指出汶川地震深部破裂很可能是滑脫層余滑［3］，這意味著深部滑脫層的位錯不是由于震間自身累積應力釋放，而是對淺部破裂的應變調(diào)整．但基于本文破裂模型推測，深部滑脫層大幅度滑動是同震破裂，因為：①分布于滑脫層的兩個主破裂區(qū)的平均位移達到4m，最大位移6 m，比Shen等（2009）的深部不足2m 破裂大的多，如前所述，如此大幅度滑移不可能是余滑的結(jié)果，與汶川地震具有類似構(gòu)造環(huán)境的集集地震，其最大余滑不超過1 m［26］；②如果只將深度16km 以上部位的斷層滑動視為同震破裂，則汶川地震標量地震矩僅7．1×1020N·m，只有GCMT 估值的79%，因此，深度16km 以下的滑脫層破裂至少有部分是同震位移；③如果將深度16km以下破裂全部視為余滑，則該“余滑”在震后一段時間內(nèi)對地表破裂帶28km 以外的郫縣站影響值為向西北位移6～7cm，但震后半年內(nèi)郫縣站GPS連續(xù)觀測累計位移是向西北3～4mm，僅占估算的“余滑”影響值的二十分之一，同樣反證汶川地震余滑規(guī)模很小，與海洋板塊邊界地震導致的余滑不同［27］．

龍門山構(gòu)造隆升可追溯到中生代，具有復雜的結(jié)構(gòu)和演化過程．晚新生代（9～13 Ma）受青藏高原向東擴展，山體快速抬升，形成高聳山脈［1，28］．一種觀點認為，龍門山山前缺乏新生代前陸盆地，第四紀以來縮短變形可以忽略［1］，高角度沖斷帶的構(gòu)造活動調(diào)節(jié)了青藏高原東緣相對四川盆地的抬升，在四川盆地與青藏高原的擠壓中，總體表現(xiàn)為厚皮構(gòu)造．但本文研究顯示，龍門山下部存在切割中下地殼高角度斷層的可能性不大，區(qū)域微震、余震活動性也不支持這種變形模式［8］，下地殼的層流不可能是龍門山隆升的唯一機制．

另一種觀點認為，龍門山推覆構(gòu)造前緣地帶代表了典型的中生代前陸盆地［29］，中地殼存在一個低角度的基底滑脫面，下部基底不變形．滑脫面在龍門山一側(cè)逐漸陡立，形成斷坡，呈現(xiàn)大致平行的疊瓦狀沖斷帶．沉積蓋層水平縮短、褶皺、增厚變形，山體抬升［29］．與薄皮構(gòu)造有關的縮短變形需要在龍門山底部存在滑脫層，并可能伴隨莫霍面深度的陡變．深部地震波速度結(jié)構(gòu)顯示，地殼從前陸的四川盆地40～50km 加厚至青藏高原東緣50～60km［30］，龍門山構(gòu)造帶對應了區(qū)域地殼厚度變化．

以往對龍門山深部滑脫層幾何特征的粗略認識主要來源于前陸盆地滑脫層的自然延伸、微震分布和殼內(nèi)低速層空間展布，因缺乏精細人工地震剖面約束，滑脫層具體空間特征如埋深、傾角變化等難以界定．基于跨龍門山地震臺陣接收函數(shù)推算的S波速度結(jié)構(gòu)［31－32］，Robert等（2009）確切指明中地殼反射界面位置—暗示在龍門山下15～20km 深度存在一條近水平滑脫斷層［33］，與我們反演的深部滑脫斷層的幾何特征十分一致，并且滑脫層斷坡與下部莫霍面陡變的位置基本對應（斷坡位于莫霍陡變部位東側(cè)30～50km），似乎暗示該反射界面可能代表了青藏高原與四川盆地間上地殼接觸邊界．本文研究無疑給出深部滑脫層持續(xù)活動的觀測證據(jù)，進一步支持縮短增厚作為龍門山隆升的主要機制．

遠離地表破裂帶的深部滑脫層同震破裂表明，該滑脫斷層不僅是殼內(nèi)的熱邊界及巖石流變分異頂部邊界，也可能是板內(nèi)活動構(gòu)造單元間的動力邊界．可以推測，青藏高原地殼向東運移受到四川盆地阻擋，松潘—甘孜地塊沿此滑脫斷層逆沖、推覆在上揚子克拉通華南地塊上，導致龍門山構(gòu)造隆升．此過程中，上地殼物質(zhì)向上推覆形成了彭灌、寶興雜巖的飛來峰，上伏于上揚子克拉通基底，山前沉積層亦呈現(xiàn)多種逆掩推覆體，使古生代地層覆蓋在中—新生代地層之上［30］．因而，四川盆地與松潘—甘孜地塊中上地殼之間，不大可能沿龍門山保持垂直接觸關系［33－34］；相反晚新生代松潘—甘孜地塊與四川盆地間地殼縮短變形（假定為2～3mm／a），四川盆地基底完全可能以較大幅度插入龍門山之下．如按青藏東緣初現(xiàn)河流加速下切（9～13 Ma）的年代計，擠入距離達到20～40km，而按區(qū)域地形初始（＞24Ma）抬升年代計，最大可達60～70km，與本次破裂的最大寬度相當．被動擠入龍門山、松潘—甘孜的原屬華南克拉通地殼，因巖石擠壓變形及高溫高壓變質(zhì)作用，強度低于后緣四川盆地的剛性地殼，具有低速、高導特征，但并不是與青藏高原向東擠出有關、可以流動的軟弱層．

汶川地震表明，寒武紀基底巖石即使在16～21km的深度下，仍具有足夠巖石強度，保持構(gòu)造應力聚集于滑脫層．在低速率滑動條件下，整個斷坡－滑脫斷層容易具備較大摩擦強度，足以使淺部斷層完全閉鎖，維系山前高梯度地形；在深部，斷層各部位震間摩擦狀態(tài)也不完全是速率增強型的自由蠕滑，滑脫層某些區(qū)域可能部分耦合，甚至閉鎖，接觸部位表現(xiàn)為速率減弱型摩擦狀態(tài)，導致較大范圍深部破裂，這也可能是龍門山地區(qū)能蘊育特大地震的深部背景．

4 結(jié) 論

本文用密集高精度的大地測量同震形變觀測數(shù)據(jù)，基于彈性半空間位錯理論，用格網(wǎng)搜尋算法研究破裂面深部幾何結(jié)構(gòu)．結(jié)果顯示中央斷裂為出露地表的高角度（約55°）斷坡斷層，下接一個深度在16～20km的低角度（約7°）滑脫層．相比以高角度（大于45°）深大斷裂為主要特征的厚皮構(gòu)造，以斷坡－滑脫斷層為特征薄皮構(gòu)造模型擬合地表位移的殘差平方和至少低16%～17%，擬合測站位移的中誤差僅1．6cm．依最佳薄皮構(gòu)造模型反演的破裂分布，清楚顯示發(fā)震斷層的西南段滑脫層同震滑動，深部破裂向西延伸到遠離地表破裂帶60～80km 以外，同震滑動有二、三個滑動幅度大于2～6m 的峰值破裂區(qū)．深部破裂區(qū)的識別得益于龍門山地區(qū)加密的GPS觀測，說明在逆沖破裂上盤獲取密集、高精度、三分量同震位移資料，對研究特大地震震源過程具有重要價值，而汶川特大地震展示的深部滑脫層錯動的大地測量反演結(jié)果與山前地殼縮短的地質(zhì)學觀測——作為龍門山擠壓隆升的重要證據(jù)，一致表明至少在龍門山中南段剛性四川盆地基底沿滑脫層被動插入龍門山之下，龍門山?jīng)_斷帶內(nèi)疊瓦狀鏟式結(jié)構(gòu)的斷坡－滑脫斷層調(diào)節(jié)青藏高原東緣的擠壓變形，是與龍門山隆升直接相關的大規(guī)?；顒訑鄬樱?/p>

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