龙门山前陆盆地西南部变形特征及其构造物理模拟实验李敬波1 李 勇*1 闫 亮1 颜照坤1 郑立龙1成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室 成都 610059龙门山位于青藏高原东缘，是中国西部地质、地貌、气候的陡变带，也是当前国际地学界争论的焦点地区。
该冲断带处于松潘-甘孜造山带与扬子准地台的结合部位，既是青藏高原的东界，又是现今龙门山前陆盆地（成都盆地）的西界。
成都盆地夹于龙门山与龙泉山之间，呈“两山夹一盆”的构造格局[1-6]。
龙门山位于成都盆地的西侧，由叠瓦状造山带构成，具典型的前展式逆冲推覆构造特征。
活动构造研究结果表明晚新生代龙门山以北北东向的右行走滑作用为主，且伴随少量逆冲分量。
龙泉山位于成都盆地的东侧，主体构造为龙泉山背斜。
现代地震和大地测量均显示龙泉山是一个正在上升的隆起，是现今成都盆地的东部边界山脉。
在龙门山冲断带南部，晚新生代断裂活动的同时，冲断带前锋也深入至川西盆地内部，形成了龙泉山断裂、熊坡断裂和名邛台地南北向断裂。
从双石断裂向东至龙泉山构造带，发育数排平行排列或斜列的断层相关褶皱，它们均以中下三叠统富膏盐岩层位底部滑脱面。
中下三叠统富膏盐岩层以下，则很好地保存了先期的垒-堑式张性构造，相关研究表明这些断裂带在晚新生代依然活动[3-5]。
2013年4月20日，在四川省雅安市芦山县境内发生了Ms7.0级地震，震中为30.3°N，103.0°E，震源深度约13km（中国地震台网中心，2013）。
此次地震发生在龙门山推覆构造带南段，是继2008年龙门山地震带汶川Ms8.0级特大地震后的又一次强震。
芦山地震震中所处的构造单元、余震分布规律以及震后地表变形特征等与汶川地震相比均存在很大差异，这种差异引起了地学界对芦山地震是否为2008年汶川地震余震的激烈争论。
本文试图通过构造物理模拟实验，分析龙门山前陆盆地西南部变形特征及芦山地震发震构造模式，引起人们对龙门山南段及其前缘地区隐伏新断层活动特征及其发震机制的关注。
冲断构造的位移量通过滑脱层中向东传播，同时以褶皱的形式逐渐消减，在冲断带的最前锋-龙泉山，构造位移量消失殆尽。
从东向西，构造变形从复杂到简单，龙门山造山带内发育高角度断裂控制的逆冲叠瓦构造，从灌县断裂到大兴场为深浅两套滑脱层控制的上、下构造变形层的叠加变形，从盐井沟到龙泉山，主要是三叠系滑脱层以上的冲断构造，滑脱层以下构造很稳定。
受龙门山逆冲挤压影响，芦山地震可看作龙门山造山带向前山带前展式推进的响应。
龙门山南段前缘地区的断褶构造明显比北部发育，除受力大小和受力方式外，其主要因素之一为，四川盆地中下三叠统膏盐岩在川西坳陷南、北的厚度分布具有显著差异，南部雅安-洪雅一带最厚可达 600m，而北部通常不足300m。
中下三叠统膏盐岩层的厚度差异在一定程度上造成了川西拗陷垂向分层变形和南北分段格局[7]，这为逆断层-滑脱作用提供了物质基础。
据地震反射剖面资料可见，龙门山前缘地区逆冲断层均呈铲状向下延伸并汇交于滑脱面。
因此，芦山地震就是在逆冲-滑脱作用中形成的，发震断裂为一山前隐伏断裂，该滑脱面即为震源层。
龙门山南段和前缘地区可划分为龙门山冲断带和前缘扩展变形带2个构造变形带，龙门山南段前缘地区的芦山地震就是在逆冲和滑脱过程中形成的，断裂的逆冲面和向下交汇的滑脱面就是震源层，向上破裂点未到达地表。
粒子成像测速技术是20世纪70年代末发展起来的一种测速方法。
该技术被广泛地应用于流体学、岩土力学和空气动力学的研究，最近十年才被应用到构造物理模拟实验中[8]。
基于粒子成像测速技术（PIV），本次研究在成都理工大学构造物理模拟实验室进行了构造模拟实验。
基于相似性原理，实验中用到了三种材料：干燥石英砂、微玻璃珠和硅胶。
实验共设置了四组（均为单侧挤压，综合实验时间等问题将挤压速率设为0.007mm/s），分别概括为：无滑脱层挤压、单深层滑脱挤压（滑脱层为微玻璃珠），单浅层滑脱挤压（滑脱层为硅胶）、双层滑脱挤压（深层滑脱层为微玻璃珠，浅层滑脱层为硅胶）。
实验结果表明，滑脱层性质对褶皱冲断带构造演化具有较大影响。
在弱滑脱层和强滑脱层上的挤压演化过程明显不同：强滑脱层（微玻璃珠）往往会使山体快速增高，形成的断层和褶皱层次分明，形成陡峻的山脉；而在弱滑脱层上的变形比在强滑脱层上的变形传递得更快更远；由于滑脱层性质的差异，深部和浅部构造变形明显不同步。
相对其他三组而言，双层滑脱更接近龙门山的滑脱体系。
通过PIV 分析有助于我们理解龙门山冲断带的构造应力在龙门山前陆盆地滑脱-褶皱带中的传递特征（图1）。
双层滑脱物理模拟实验piv分析表明，浅部滑脱层控制的构造现象比较杂乱，不容易形成较大的应力积累；深部滑脱层控制的构造现象相对清晰且二者应力传导过程并不完全同步。
令人深思的是，对于滑脱层之下的深部构造，在缩短量S=104.2mm时，应力积累到了一定强度，然而在其构造前锋却几乎没有检测到测速成像；在缩短量S=107.0mm时，应力突然释放，向山前传递，测速成像呈分带性向前扩展；在缩短量S=109.8mm时，受到断坡阻挡，构造应力进行高度集中，造山带推进到了构造前锋的位置；在缩短量S=123.8mm时，应力又得以突然释放，造山带继续向前扩展。
然而受滑脱层控制的浅部构造，则不能聚集像深部构造那样大的能量，断层-滑脱作用将龙门山和川西前陆盆地联系起来，将应力及时释放。
龙门山山前及其前缘地区发育一系列背驮式构造体系，形成了一套活褶皱-逆断层破裂系。
一般情况下，活褶皱-逆断层（破裂）系由山体向外发展。
就单个逆冲席而言表现为断展褶皱构造类型。
褶皱和逆断层是地壳缩短变形的基本类型，这在褶皱造山带山前普遍发育[35]。
邓起东等[36]认为地震产生的部分位移沿盲断坡发生，向相邻断层扩展背斜带传递，穿过背斜核部沿主滑脱面继续向山前和盆地方向传递，当再次遇到盲断坡的阻挡，转而向上逆冲转化为第二排逆断裂-背斜带褶皱隆起（图2）。
位于芦山县城附近GPS连续观测点（LS05）检测到约7.6cm的垂向同震抬升，以及NW侧远离断展背斜隆起区或块体SE向运动后方的灵关镇观测点(LS06)检测到月1.5cm的垂向下降等观测数据，印证了活褶皱-逆断裂破裂机制的合理性。
芦山地震形成的地表裂缝表现为非构造成因的次生裂缝，系由褶皱隆起过程中类似层内张力所形成。
图1构造物理模拟实验及PIV分析（双层滑脱实验）图2活褶皱-逆断层破裂机制示意图Fb、Fc、Fd、Fe分别表示Fz的活动随时间推移向前扩展，并且通过盲逆断坡（Fa）过渡到主滑脱面（1）（2）（3）（4）表示序次图3 龙门山南段地形剖面、重力均衡异常剖面与各构造带缩短率（重力均衡异常曲线据文献[40]修改）：茂县‐汶川断裂；F2：北川‐映秀断裂；F3：彭灌断裂；F4：大邑断裂；F5：熊坡断裂；F6：龙泉山断裂；研究表明，芦山地震的发震构造模式不同于汶川地震，是一次活断层‐褶皱地震。
这些具有粘滑机制的活褶皱被称为“地震褶皱”。
习惯上认为褶皱构造是均匀应力下连续变形的产物，不会产生突然失稳，因此活褶皱所产生的地震危险性往往被忽略。
芦山地震的发生，必然引起我们对地震褶皱的重视。
年轻、快速增长的活动褶皱构造不仅可能是发震地点和孕震构造，其本身也有可能是连续地震的产物。
在龙门山冲断带南部，晚新生代断裂活动的同时，冲断带前锋也深入至川西盆地内部，形成了龙泉山断裂、熊坡断裂和名邛台地南北向断裂。
从双石断裂向东至龙泉山构造带，发育数排平行排列或斜列的断层相关褶皱，它们均以中下三叠统富膏盐岩层位底部为滑脱面[9‐13]。
中下三叠统富膏盐岩层以下，则很好地保存了先期的垒‐堑式张性构造。
相关研究表明这些断裂带在晚新生代依然活动。
冲断构造的位移量通过滑脱层向东传播，同时以褶皱的形式逐渐消减，在冲断带的最前锋‐龙泉山，构造位移量消失殆尽（图3）。
从西向东，构造变形从复杂到简单，龙门山造山带内发育高角度断裂控制的逆冲叠瓦构造，从灌县断裂到大兴场为深浅两套滑脱层控制的上、下构造变形层的叠加变形，从盐井沟到龙泉山，主要是三叠系滑脱层以上的冲断构造，滑脱层以下构造很稳定[14]。
在龙门山冲断带的前锋，由于单向叠瓦冲断系统的主导作用减弱，来自克拉通地块上的反作用力出现。
资金资助：本文受国家自然科学基金项目（编号：41372114, 41340005, 41172162, 40972083）;国土资源部地质调查工作项目（编号：1212011121268）资助参考文献[1] Li Y, Ellis M, Densmore A et al. Active Tectonics in the Longmen Shan, Eastern Tibetan Plateau[J]. EOS Transactions ofAmerican Geophysical Union, 2000.81(48): 1109[2] Li Y, Denmore A L, Allen P A et al. Sedimentary responses to thrusting and strike-slip of Longmen Shan along eastern marginof Tibetan, and their implication of Cimmerian continents and India/Eurasia collisia[J]. Scientia Geologica,2001.10(4):223-243[3] Chen Z, Burchfiel B, Liu Y et al. Global positioning system measurements from eastern Tibetan and their implications forIndia/Eurasia intercontinental deformation[J]. Journal of Geophysical Research, 2001.105(B7):16215-16227.[4] Burchfiel B C, Chen Z, Lin Y et al. Tectonic of the Longmenshan and adjacent regions, central China[J]. InternationalGeology Review, 1995. 37: 661-735.[5] 李勇，周荣军，Densmore A L等.青藏高原东缘大陆动力学过程与地质响应[M].北京：地质出版社,2006:21-26.[6] 刘树根.龙门山造山带与川西前陆盆地形成与演化[M].成都：成都科技大学出版社，1993，17-35.[7] 李智武，刘树根，陈洪德，等.2008. 龙门山冲断带分段-分带性构造格局及其差异变形特征[J].成都理工大学学报（自然科学版），35（4）：440-454.[8] Adam J，Urai J L，Wieneke B，Oncken O，Pfeiffer K，Kukowski N，LohrmannJ，HothS，ZeeW，SchmatzJ． Shearlocalisation and strain distribution during tectonic faulting new insights from granular-flow experiments and high-resolution optical image correlation techniques．Journal of Structural Geology，2005．27: 283～301[9] 李勇，周荣军，苏德辰，等. 汶川（Ms8.0）地震的河流地貌响应[J].第四纪研究，2013，33（4）：785-801.[10] 李祥根.中国地震构造运动[M].地震出版社，2010，120-135.[11] 邓起东，冯先岳，张培震，等.天山活动构造[M].北京：地震出版社，2000，17-150.[12] 方和第.成都地区的地震灾害及其防御对策[J].四川地震,1989,2:55-58.[13] 钱洪，唐荣昌.成都平原最大可能地震能力估计[J].四川地震,1997,4:1-7.[14] 何银武.试论成都盆地（平原）的形成[J].中国区域地质,1987,2:169-176.。