断层论文参考文献

黄河龙青段主要环境工程地质问题分析思路论文

摘要： 介绍了黄河上游龙青段主要环境工程地质问题的分析思路，以达到抛砖引玉、交流和提高水电工程地质勘测水平的目的。

关键词： 龙青段坍岸岸坡稳定渗漏浸没淤积诱发地震

以多泥沙著称的黄河是我国第二大河流，全长5464km，流经9省（区），以内蒙托克托县和河南花园口为界分上、中、下游三段。龙青段位于黄河上游龙羊峡～青铜峡河段，全长918km，是落差最大的河段。地势总体上是SW部高，海拔均在4000m以上，相对高差达600～900m；由SW向NE逐渐降低至海拔2000m左右，沟壑纵横，相对高差100～300m，呈黄土丘陵，梁、峁、塬等地貌；再向NE海拔降低至1200～1700m的贺兰山～六盘山一带。

龙青段黄河主要支流有隆务河、大夏河、洮河、湟水、庄浪河、宛川河、祖历河、清水河、苦水河等9条，河谷地貌总体为峡谷与盆地呈串珠状相间分布，自上游至下游依次为共和盆地、龙羊峡、贵德盆地、松巴峡、沙柳湾、李家峡、水地川、公伯峡、甘循川、积石峡、丹阳川、寺沟峡、临夏盆地、刘家峡、永靖川、盐锅峡、上铨川、八盘峡、新城川、柴家峡、兰州盆地、桑园峡、皋兰川、小峡、什川、大峡、条城川、乌金峡、靖远川、红山峡、王佛川、黑山峡、卫宁盆地、青铜峡、银川盆地，尚不包括其间的次级盆地与峡谷，盆地与峡谷及两边高山均以断裂为界，这种串珠状地貌为开发黄河水力资源提供了自然条件。

龙青段主要环境工程地质问题包括：滑坡，泥石流，黄土湿陷，水库淤积（固体径流来源），水库诱发地震等。

1滑坡问题

分析滑坡应坚持内因（如坡体结构、不利弱面组合等）与外因（地震、降雨、水库蓄水过程、人类活动诱发滑坡）相结合的原则，综合考虑。

不同的岸坡结构决定着滑坡变形破坏的类型、数量和规模。结构面的不利切割、组合、形成稳定条件差的边坡，在地震、降雨、水库蓄水过程中产生滑坡。如龙羊峡（查西、查纳、查东、龙西、农场、峡口滑坡）、拉西瓦（多右、多左、多隆、赛卡、扎卡、泥鳅滑坡）、李家峡（Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号、夏群寺滑坡）、公伯峡（Ⅰ～Ⅷ号滑坡）、积石峡（Ⅰ～Ⅵ号滑坡）等，工程中结合水库工作条件来分析两岸滑坡体（群）、评价岸坡稳定性。

分析中应注重：

（1）如龙羊峡、李家峡水库蓄水和库水位的变动，分析时要充分估计水的渗透压力及浮托力对岸坡稳定的不利影响。

（2）分析时查明岸坡中软弱结构面存在、交切方式、遇水软化对岸坡稳定的不利影响；尤其是软弱带存在亲水性很强的粘土矿物或易溶盐、易软化、易崩解的岩土。

（3）分析时要充分考虑地震作用对岸坡稳定的不利影响，龙羊峡、李家峡、公伯峡等滑坡稳定分析中采用地震加速度系数来分析地震的影响程度。

（4）对于近坝库岸或靠近重要工业建筑的大型滑坡，如李家峡（Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号、夏群寺滑坡）或坍塌体，分析时应注意突然失稳造成的涌浪破坏，岩土体直接对建筑物、人员伤害，并估计其危害程度。

（5）人类工程活动诱发滑坡的主要表现在：不合理削坡、爆破附加力、工农业用水不当等。如李家峡左岸“金三角”、兰州五泉山～红山根一带山坡因坡脚不当开挖产生滑坡；龙羊峡坝下游的虎丘山因泄流水雾影响而产生滑坡。

2泥石流问题

西北地区是我国泥石流最活跃、最发育、规模最大的地区之一。仅甘肃省内泥石流分布面积达70000km2，占全省面积的15％，近30年来发生规模较大的泥石流多达122次。

泥石流以一种介于洪水和滑坡之间的高浓度固～液相颗粒流、携带大量固体物质（泥、砂、石）注入黄河或其支流，加大水库淤积。

泥石流的形成需具备丰富的松散固体物质、陡峻的地形和足够的水源3个基本条件。

龙青段泥石流以西部高山峡谷型泥石流和东部黄土高原型泥石流为主。西部高山峡谷型泥石流主要分布于黄河及其主要支流两岸，泥石流以零星分布、规模相对较小的稀性泥石流为主；东部黄土高原型泥石流呈不连续状分布于黄河两岸、兰州部分地区及支流祖历河谷，泥石流的固体物质主要是黄土，大块石极少，亦称为泥流。

3黄土湿陷问题

黄土在一定压力（200kPa）作用下，受水浸湿，结构迅速破坏而发生显著附加下沉（沉降量与承压板宽度之比等于或大于0.023）的土，即为湿陷性黄土。

湿陷性黄土主要分布于黄河及其支流的河漫滩和低阶地、丘陵的斜坡地带、黄土峁或塬的斜坡或顶部。因建筑物自重引起的湿陷称自重湿陷，因附加应力引起的湿陷称非自重湿陷。龙青段东部即为陇西黄土高原，是全国湿陷性黄土最发育的.地区，具备粉粒含量大而粘粒含量相对较小，干容重小，湿陷量大、湿陷敏感、发展快、多具自重湿陷的特点。

自重湿陷在兰州曾做过黄土自重湿陷试验，其中龚家湾注水30d，湿陷量60cm；安宁区注水60d，湿陷量10cm；西固区注水42d，湿陷量16cm（1958～1963年）。如永登附近几个渠道，经过低阶地和河谷平原时，渠道均有严重的阶梯状变形、错断，尤其是经过庄浪河Ⅱ级阶地时湿陷6～8m，致使渠道严重破坏（孙广忠等，1959）。

非自重湿陷如西北民族学院曾有两栋学生楼因厕所水浸入地基，发生强烈湿陷而受破坏；西宁南川因施工用水入渗地下而发生湿陷，一夜间建筑物产生不均匀沉陷16cm。总之引起非自重沉陷的原因在于对建筑物场址的工程地质环境认识不够，设计或施工不当等。

4水库诱发地震问题

应从了解诱发地震特点、分析地震发生的内、外因方面入手。

4.1诱发地震特点

在时间上往往在蓄水1个月或数日后才开始发震，1年或几年后发生主震，余震延续时间长，有的可达数10年；在空间上震中分布在水库区附近，一般距库岸不超过几～十几公里，并多局限在一定范围之内；震源深度浅，多数3～5km，随发震次数增多，震源深度逐渐加大；在强度上震级不大，但震中烈度偏高（如Ⅲ级地震，震中烈度Ⅴ～Ⅵ级）；在序列上前震—主震—余震具备前震期长，为1年或数年，伴随小地震多，余震衰减慢的特点；也有没有明显生震的情况。震源机制多属陡倾角的正断层，少数属平推断层。

如龙羊峡围堰蓄水时曾发生3.1级地震；李家峡电站1996年12月水库蓄水后，至1997年3月水库（据李家峡地震台记载）产生等于或大于3级地震有3次，而小于3级的地震多达2000余次，且随库水位的持续稳定3个月后，地震次数明显减少。

4.2诱发地震形成的地质背景

地震分布在性脆、且有较好渗漏特征的岩体内。如厚层碳酸盐岩层、岩浆岩、变质岩等；库区常有较大断层存在，且多是近代活断层。震中常处于构造不稳定、应力易集中或断陷盆地边缘等部位；库区位于稳定地块边缘，温泉出露或火山活动地段，易发生诱发地震。

4.3库水引发库区地震的原因

上述条件是发生诱发地震的内因和前提，库水通过对岩体结构弱点的作用，引发库区地震。其库水作用特点表现在：

（1）库水引起库区岩体变形和沿断层的几何界面产生应力集中；

（2）库水渗透增大岩体孔隙压力，导致断层面有效应力减少和抗剪强度降低；

（3）库水对库岸岩体的物理和化学作用，对断裂面弱化、润滑和腐蚀作用；

（4）龙青段水库诱发地震特征。

据地质背景的差异，可将龙青段水库诱发地震划成4个区段：

（1）龙羊峡～拉西瓦段

龙羊峡位于日月山～瓦里贡山隆起带，北有青海湖～西秦岭北缘断裂，东有NNW向尕让～岗察寺断裂，新构造运动明显，曲乃亥热水沟有高温热泉出露，库区地应力较高（26.6MPa），处于Ⅶ度地震裂度区；拉西瓦库区出露性脆的花岗闪长岩、变质岩、凝灰岩，库区5条NWW向大断裂（拉西瓦、曲合棱、曲乃亥、多隆沟、大山水沟），地应力较高，处于Ⅶ度地震裂度区。水库蓄水后会产生一定震级的诱发地震。

（2）李家峡～积石块段

NE方向有拉脊山弧形断裂带，南有青海湖～西秦岭北缘断裂，属于Ⅵ～Ⅶ度地震裂度区。李家峡库区混合岩、片岩间夹花岗伟晶岩，库中断层成为库水富集、运移的良好通道，增强水动力效应，促进深部渗透循环。水库蓄水后可产生震级不大的水库诱发地震。

（3）寺沟峡～乌金峡段

南距青海湖～西秦岭北缘断裂较远，西有拉脊山弧形断裂带，还有NWW向红崖子、河口、王哥集及雾宿山南线断裂，属于Ⅶ度地震裂度区。水库蓄水后产生震级极小的诱发地震。

（4）黑山峡～青铜峡段

其间有景泰～海原、中卫～同心两大活动断裂、牛首山～罗山断裂带等，属于Ⅶ～Ⅷ度地震裂度区，水库蓄水后会产生一定震级的诱发地震。

5水库岸边再造与泥沙淤积

5.1岸边再造

水库蓄水后，沿岸地质环境发生变化，使河流局部侵蚀基准面和地下水位的抬高，岸边浸润、冲刷、水击等作用加剧。

岸边岩土体受水浸泡、地下水位抬高，水的作用促使岸边岩土体的性质迅速恶化，引起岸边发生坍塌、崩落、石堆等不良地质现象产生。

如李家峡水库蓄水后沿水库岸边普遍产生坍塌的是松散层（如坡积碎石土、黄土类土），形成沿岸、近水边的新生“三角面”。而岸坡存在结构面的不利稳定组合时，库水位抬升后会引起局部边坡浅层滑落。

5.2水库淤积

应从黄河及各支流所携带的固体物质多少、流域内岩土特性、植被多寡、气候特点、径流特征等方面入手分析。

（1）壅水淤积：浑水进入壅水段后，泥沙扩散到全断面，随携沙能力沿流程降低，泥沙沉积于库底，粗粒沉积于上游，细粒在下游，长期作用即形成淤积三角洲。

（2）异重淤积：在多泥沙河流（如黄河）中发生。当入库水的含沙量高，且土粒多，并有足够流速时，浑水进入壅水段后，粗颗粒优先沉积，而含土粒的浑水潜入清水下面，沿库底继续向坝前运动，异重流若被带至坝前，在回流作用下使库水变浑，土粒能缓淤库底。定期开启排沙底孔，异重流浑水或其沉淀物能排出库外，延长水库使用寿命。

（3）淤积末端上延（俗称翘尾巴）：由于三角洲的增高会引起库尾水深变浅，流速增大，使壅水末端向上游迁移。

（4）淤积危害性分析：对于年调节或多年调节的水库，淤积可造成库容损失，使调节能力、保证出力和防洪标准降低，达不到原有兴利指标。特别是龙羊峡、刘家峡、小观音这3个多年调节和反调节水库，库容损失引起的经济损失更为严重；大量泥沙行抵坝前，增大水轮机磨损，导致机组效率降低；随着翘尾巴的发展，增加库区淹没、浸没，促使库尾地下水位抬高，造成次生盐碱化。西北气候干燥，植被稀薄，为黄河及其支流的固体径流提供了自然条件。因此，本区水库淤积显得格外严重。

6结语

西部大开发的国策，温暖着西部人的心。但仅仅是心热还不够，西部人应以建设家园为已任，认识西部、了解西部。西部水力资源丰富，水电工程建设中的环境工程地质问题，也或多或少地制约着西部水电开发的步伐。了解西部水电工程的岩性特征、交流西部水库环境工程地质问题分析思路，让更多西部人认识它、了解它。

参考文献：

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［3］S.K.Guha.国外工程地质研究［M］.北京：地质出版社，1986.200－209.

［4］冯连昌，郑晏武.中国湿陷性黄土［M］.北京：中国铁道出版社，1982.

徐守礼1王伟锋2

（1.江苏石油勘探局，江苏扬州225009；2.华东石油大学，山东东营257016）

1研究历史回顾

有关走滑断层名词，最早的科学记载可以追溯到1888年对新西兰大地震的记载文献中，也正是在这一年美国地质家协会成立。从那时起，由于观察到许多地表断裂的现象，一些走滑断裂被识别出来，其中尤其引人注意的是1906年发生在圣安德列斯断层上的圣弗郎西斯科大地震。走滑断裂是一种区域性的构造，要求区域性地研究它们的存在和演化历史。新西兰大地震过去数十年，人们才有足够的数据来推断（靠经验和地震中瞬时形成的走滑断层）有关地质时期由于走滑作用而形成的、局限在数十到上千公里的地壳转换。随后，起源于大陆漂移学说的板块论克服了在20世纪60年代盛行的固定板块论的局限，解释了走滑构造及其形成的复杂机制。

野外调查的大范围展开、实验研究技术的革新、地震反射和钻探的三维图象、有限元技术、古地震资料的精确解释以及现代地震的分析，均表明在地质时期地壳板块曾有较大距离的水平滑移。这正如魏格纳早前的假说。

或许是因为沿走向长度太大，或许是由于离人口高密度区太近，或许是因为沿走滑断层的构造圈闭中石油的发现，使得圣安德列斯成为世界上走滑断裂研究最透彻的一个断层（Crowell,1979;Hill,1981;Allen,1981）。也正因为如此，圣安德列斯成为走滑断层观点产生的源泉（Hill,1981）。

走滑断层和倾向断层是断层在运动学上的两种分类（Reid,1913;Perry,1935）。走滑断层指断层的运动方向平行于断层的走向。“扭断层”这一术语是由于Moody和Hill（1956）的使用而流行起来。而他们的观点引之于Kennedy（1946），而Kennedy则受E.M.Anderson的影响，Anderson则在1905年就使用这一术语，这是由于“扭断层”被ScottishGeological Survey in the Highlands长期使用。所以这些作者都把这一术语用于深海区域性的，即涉及到了地壳上部的沉积岩，又涉及到了火山岩和变质岩基底的近于垂直的走滑断层（Moody and Hill,1956；Wilcox,1973；Biddle,1985）。其他一些学者则把这种断层称为横冲断层。的确，对于大型走滑断层来说是个很好的术语，但却与成因分类有些不清（Wood-cock,1886）。

走滑构造，作为造山带中最主要的构造之一，全面研究开始于70年代末期。80年代，通过对西欧海西造山带中走滑构造的研究，对西太平洋中生代斜向俯冲与走滑拼贴效应的研究以及对北美西部大陆边缘地体增生与走滑运动的研究及构造作用的走滑挤出构造的研究等，使走滑构造研究不断深入，从而深化了板块俯冲、碰撞、沉积作用、造山机制等地质作用的研究。在走滑构造样式研究的基础上研究了花状构造和走滑双重体、拉分盆地。近年来，在阿尔卑斯—喜马拉雅造山带研究中又进一步提出了挤出构造和构造逃逸的概念。这些概念和研究极大地丰富和发展了造山带的研究。

2国内外研究现状

随着在新西兰、日本和加利福尼亚大地震的地表露头勘探工作的全面展开，走滑断层的重要性也逐渐为人们所认识。如果仅通过观察一次地震中的水平位移来推出一个经过长期缓慢聚集为几百公里的水平位移则是非常困难的，但是如果能进行区域地质填图和合成的话，这种外推则是可以的。

2.1走滑断层类型

走滑断层通常分为转换断层和横冲断层两大类。前者切穿了岩石圈而作为板块的边界，后者仅限于地壳中。而每一种类型又可根据它们在板块内或板块中的作用再细分。徐嘉炜将走滑盆地分为雁列张性盆地、纵向松弛盆地和拉分盆地3种类型（1995）。其中，拉分盆地可以发育在大陆内部与大洋转换带、离散型板块边界和拉张大陆环境、聚敛板块边界和挤压环境等构造部位。

正断层的形成可以通过实验模拟，这就给出了一个与单剪式或纯剪模型相关的理论基础。走滑断层的共轭部分是纯剪模式下形成的，穿过造山带收缩的方向，断层的长度一般不超过100km，断距从数千米到数10千米之间。大型走滑断层形成于区域性的单剪作用带中，一般平行于造山带。实际上，随着区域性填图的日臻完善，识别出走滑断层在古造山带中的作用也日渐成为一种共识。

伴生褶皱、局部主张应力和压应力以及相关的裂缝和断层的位置及方向都与走滑断层或断层带的弯曲或褶皱的几何形态有关，同样也和走滑断层的聚敛与离散有关。

伸展盆地，范围从地槽到平行裂谷，主要是在离散走滑时以张应力为主的情况下形成的。拉张盆地是在两个叠覆的走滑断层之间演化而成的。与盆地相连的走滑断层在垂直于走向的剖面上呈郁金香花的形状。伸长的隆起范围从挤压脊到长的低山或小的山脉，在走滑断层聚敛中把地壳压缩时形成。它们常常在剖面上被限定成棕榈树的形状。

走滑盆地的形成演化主要受控于断裂作用，典型走滑—拉分盆地不存在深部热扰动，因而盆地充填演化中只出现拉分伸展引起的构造沉降，而无热沉降。

2.2走滑构造形式的控制因素

走滑断裂在平面上为呈直线或曲线型的重要位移带，在剖面往往以在沉积盖层内呈辫状到向上分叉等近垂直的断裂带为特征。许多走滑断层，甚至包括结晶基岩，在中、上地壳中可那是拆离的。对构造型式的演化起主要控制作用的因素是在走滑过程中相邻地块汇聚或离散的程度、位移的规模、沉积物的物性以及前期构造格局。每一种因素都有随时间变化的趋势。

与大型走滑断裂相伴随的是垂向的隆升。目前由于缺少直接的、明确的标志和有效的方法，伴随大型走滑断裂的隆升问题的研究滞后于对它的水平位移的研究。复杂断层的运动历史往往使研究者将大型走滑断裂伴随的隆升归咎于它的正断层运动或逆断层运动。

2.3走滑断裂产生的构造背景

古地震研究表明，走滑断层处地震发生的频率远高于正断层或逆断层地区。活动的走滑断层表现出的断层的蠕变也使其不同于其他断层，这是在地震发生深度的范围内由地壳的弹性负载所驱动的一种大规模的表面现象。蠕变可以是持续的也可以是间隙式的；既可以发生在地震之前也可以发生在地震之后或同时，这取决于断层带的组成特征和静应力场的特征，当然还有其他一些还没有完全理解的因素。

近期的研究已经辨认出走滑断层与在古地震带附近的地壳的折离作用和关系，而这也为地壳板块的旋转和变换提供了一种机制。但是这种机制是如何驱动板块运移仍然是个问题，还有待进行深入的观察、资料搜集以及模拟。

2.4走滑盆地的形成

沿走滑断层分布的一些盆地，其发育与走滑变形直接相关，它是局部地壳扩张或缩短的结果，走滑盆地的沉降机制除地壳拉张作用外，另一种重要的机制是地壳块体局部聚敛所产生的负荷作用。

2.5走滑断层在地层记录方面的特点

走滑盆地可发育在不同的构造背景下，但在地层记录方面仍有独特性：盆地内和边缘在地质上不协调；盆地不对称性；幕式快速沉降；局部相变和不整合；同一地区不同盆地差别很大。

2.6与油气的关系

油气是走滑盆地中的重要资源，据初步统计，已有1330亿桶石油来自于走滑构造盆地。单个走滑盆地的含油气性差别很大，从富含石油到不含石油均有。这存在着是否有生油岩、成熟度、运移能力、储层的质量和分布、圈闭和盖层的发育、烃类的保存等因素。最重要的是油气成熟、运移和圈闭形成的时间性，因为走滑盆地常是短命的。

3研究进展与趋势

对走滑断裂的认识，最近几年取得了一些重要进展：鉴别出沿走滑断裂出现的若干构造式样；关于地块绕纵轴旋转以获得古地磁证据；建立了走滑盆地演化的新模式；对造山带中的巨型走滑断层获得了古地磁和其他证据，等等。

活动的走滑断层的识别标志：合成地震表面的移动，下轮廓明显的地球物理特征和地震亮点机理，当前的位置及活动断层的滑距由大地测量研究所记录，它们的古地震行为是由详细的微地层研究来解决的。

收缩的构造如褶皱、逆断层，伸展构造象正断层等，这些复杂多样的构造或单独或同时具有雁行式褶皱或断裂等主要特征。解释这些褶皱、断裂及其伴生构造的几何学和动力学机理是纯剪切或单剪切。有关走滑断裂的沉积盆地已有不少文章（Balance,1980；Crowell,1982；Biddle,1985），许多沉积盆地是典型的高沉积速率，缺少火山及变质活动，相变快，短距离相序变厚，存在多个不整合等，反映了同构造沉积，非对称的断层边缘角砾岩相代替山麓堆积岩或冲积扇体（Crowell,1974；Mitchell.1978；Nilsen,1985；Dunne,1984），在盆地边缘断裂形成一个狭窄条带状的粗粒盆地边缘相。

通常较多地被人们所研究的是一些高角度断层，而对低角度断层往往缺乏足够的认识。因此，Lake Creek断层最初认为是推覆构造，也有人认为是铲状断层的一侧，或花状构造或野马拆离断层的伴生断层，但经实践证实这是一个低角度的走滑断层。断层组系分析表明该断层是在压应力场断滑形成的，而压应力状态及地壳层的各向异性控制了该断层的几何形态和动力学机制。建模实验表明在一定的应力场条件下，摩擦力方向对走滑断层的走向起到很大的影响作用。由此可见，在地壳层中，低角度走滑断层是完全可以形成的，如果以该断层为低角度走滑断层的实例进行剖析，无疑可以得出这样的结论：略倾斜的轴向压应力场和区域性地壳层的各向异性是形成低角度走滑断层的主要因素。

伴随着走滑形成的盆地最显著的地层特征是：拉分盆地形成厚的对称上超层序。这是由于同沉积走滑引起的沉积中心的迁移（Crowell,1974b,1982a）。沉积中心的迁移与盆地走滑运动的方向相反，盆地拉长且形成超覆。挪威西部Hornelen盆地，面积不过1250km2，但在长不足70km、宽仅15～25km的区域内，泥盆系厚度竟达25km（Steel,1977,1980）。然而，任何地区真实的铅垂厚度不超过8km（Steel,1980）。南加利福尼亚隆起大约有30～40km长、6～15km宽，区域面积400km2，累积厚度有13km，但如此厚的地层在任何单井孔中都是相对极薄的。像这样的厚度、不对称性及其沉积充填方式，与其他不同规模、时代及构造样式的盆地形成了鲜明特征。

走滑断裂的几何形状及构造样式很大程度上取决于以下几个因素，即不同时代、先存岩石的构造形状、水平滑移量和伸长率等。决定走滑断层上升或下降的最主要的因素是断层面相对于它的滑移矢量所形成的几何形状，因为它决定了本地区地块的聚敛或离散（Fairbanks,1907；Clayon,1966；Pakiser,1996）。有些学者（Hamilton,1996；Freund,1970a,1910b；Seissere,1973；Beck,1976；Zone,1976；Simpson,1977；Hamilton,1978）对美国太平洋沿岸及死海地区在单剪切作用下沿垂轴发生旋转提出了质疑。然而Roestein（1984）、Ron（1985,1986）和Kissel（1987）等却接受构造旋转的概念，并且在其他大的走滑断层区域内发现了构造旋转的古地磁证据。

哥伦比亚大学P.F.Friend等人对美国Spitsbergn西北地区的研究发现在盆地两个边界断层中有一个走滑断裂带。这个走滑断裂带可在露头上识别出来，并且在走滑断裂带中存在一些地质事件，作者以此作为研究走滑断裂的动力学机制。

Paul J.Umhoefer通过对英哥伦比亚东南海岸带的研究，认为Ylakom断裂系为走滑断层系的演化复杂性以及断层反转的几何形状对构造体系和应力模式的影响方面提供了一个很好的实例。该断层为晚白垩世到老第三纪。这些大型走滑断层的构造不仅延迟了收缩构造的加积，而且造成了许多地表向北方向的运动。

M.Thhibaut在研究阿尔卑斯和加里弗尼亚地区时，建立了线性函数反演模型来演示走滑断层和逆冲断层的空间几何形态。

Auareyd D.Huerta以Idaoh中南部的湖湾地区为例，研究了低角度走滑断层的动力学及水动力学机制。

在研究三维变形方面，M.Jhibaut和J.P.Gratier提出了线性准则的新方法，并在San Cayetano冲断层得到了具体应用并得到较好的效果。Timonthy A.Little通过对新西兰Awater走滑断层的观察认为前人对断层的断距梯度与应变只考虑了野外观察的断层位移或下掉幅度以及各个断层之间的关系这两个方面的因素，并撰文对Wojtals方法进行了改进。作者认为是提供了一种新的天然断层组系的动力学分析方法，为在活动构造变形区域研究区域大地应力构造特征、在倾斜分散地区断层体系研究动力学控制因素和断块倒倾的作用以及在大型走滑断层邻近地区断层分布特征中的瞬时和空间矢量成为可能。，

Allen P A（1990）认为：“走滑变形有关的盆地同裂谷盆地、被动边缘盆地和前陆盆地相比，一般比较小且复杂。它们与一个地区的构造演化紧密相关，由于变形的历史极为复杂，一直未能建立起其机理模型”。然而，与单纯走滑变形有关的小型盆地已有大量的研究成果。T.H.Nilsen和R.J.Mclaughlin分别对挪威西部的Hornelen盆地、南加利福尼亚的Ridge盆地和北加利福尼亚的Little Sulphur Creek盆地等典型走滑盆地进行了对比研究，总结了走滑断层附近发育的某些盆地的主要特征和识别标志。类似的盆地还有沿委内瑞拉Bocono断裂带发育的晚新生代盆地、洛杉矶和文图拉盆地，中国的宁芜盆地、海原盆地和百色盆地等等。

Reading,N.Christie-Blick,Rodgers,Crowell和Mann,Nilsend等提出了走滑断裂和盆地形成的动力学模式和成因机制。其中，阐述较为全面的首推Mann等提出的经典拉分盆地演化的定性模式：①在坚硬的大陆内部的板块走滑边界带，沿主位移走滑断裂带与板块之间理论滑动线斜交的部位，即断层的分离转折部位，首先形成拉分雏形；②沿分离转折部位的初始裂开产生纺锤形盆地，并被一些与走滑断裂的不连续端部相连接的斜向滑动断裂限定，且常被其分割：③逐渐扩大的走滑位移使盆地具有一定的形态，在左旋断层之间者称为“舒缓的S形”，在右旋断层之间者称为“舒缓的Z形”；④随走滑位移增大，导致“S”形或“Z”形盆地的长度增大，从而形成长菱形拉分盆地，后者以在盆地底部包含两个或多个近环状深渊为特征；⑤持续数千万年以上的走滑作用可形成长而狭窄的海槽。

伸展或裂谷盆地是目前研究较多、理论较成熟的一类盆地。这类盆地强调成盆区地壳或岩石圈引张成因。已发展了以下一些动力学模式：①主动裂谷：a.隆起推力、重力扩展作用（Neugebauer,Bott,Housemne等）；b.底辟作用（Woidt等）。②被动裂谷：a.纯剪切（Mckenzie等）；b.简单剪切模式（Wernicke）：c.分层剪切模式（Eeaton）。③碰撞裂谷。R.S.White,D.Latin和N.White（1993）等对裂谷盆地演化的深部控制因素进行了深入研究，认为深部地幔柱引起的熔融不仅导致了大规模的岩浆活动，也造成了地壳的隆升与沉降。随地震层析、岩石圈探针等技术的发展和超级地幔柱理论的提出，人们对控制盆地形成演化的深部过程有了进一步的了解。

在我国，对郯庐断裂带的研究亦已相当深入，并取得了大量成果。据初步统计，已有200余篇论文从不同角度论证了断裂带的形成、演化、切割深度、走滑位移量、断裂带力学性质与区域应力场、断裂带深部构造特征以及断裂带与内生金属成矿作用的关系等。对断裂附近的松辽、渤海湾、胶莱和苏北等中、新生代含油气盆地的结构、构造、火山与热作用、沉积层序和油气分布等特征也有了比较清楚的认识。然而，对这些盆地的基底结构和构造、盆地的形成演化机制和动力学过程的认识仍然存在众多分歧，断裂与盆地的耦合关系尚缺乏深入探讨，特别是在分析盆地演化机制和建立盆地成因模式时前人很少或基本未考虑郯庐断裂的影响。

根据东部盆地显示的拉张裂陷特征，国内一些知名学者提出了不同的、有些甚至是相左的认识。张恺等（1995）、陈发景（1996）认为它们是裂谷盆地。然而，当附近的岩石圈大规模仲展裂陷成盆时，郯庐断裂作为先存的岩石圈不连续面也应发生大规模裂陷变形，但事实上郯庐断裂表现为以走滑作用为主、性质多变的复杂断裂带。李德生（1982）、田在艺等（1991）认为这些盆地是大陆内部断陷—坳陷型盆地，上地幔隆升引起岩石圈上部拉张裂陷，地幔冷却收缩时形成坳陷。但是，上地幔隆起机制是什么？是否与郯庐断裂活动时的触发与减压效应有关？李思田（1995）认为“渤海湾盆地是张扭性盆地，受伸展与走滑双重机制影响，而以前者为主”。刘泽容（1977,1982）认为渤海湾盆地是郯庐断裂大规模平移活动派生应力场形成的帚状构造。宋新民等（1995）认为郯庐断裂和太行山东翼断裂均发生右旋剪切，共同作用形成渤海湾拉分盆地。那么，郯庐断裂中、新生代的活动对它附近盆地的形成、演化究竟有何影响？强度如何？这都需要进行深入研究。

4待解决的问题

A.G.Sylvester在1988年撰文对圣得列斯断层的一些特征进行了详细论述。可是，圣安得列斯断层的动力学机制、水动力学机制及地震活动表征对一般的走滑断层，特别是边界转换断层有多大代表性呢？对于地震风险评价和走滑机制、走滑构造的理解来讲，该问题的回答至关重要。从加利福尼亚边界转换断层所得出的一些论断将会引起整个构造界的重视。就像走滑断裂最早在南加利福尼亚提出，后来扩展到其他地区一样。

对以下几个问题的理解还是远远不够的：雁行褶皱和相关走滑断层的形成机制；构造格局对走滑断层构造体系的影响；沿转换板块边界的地热和应力状态；由海底地磁异常分析得出的历史时期的断滑速度与现代断滑速度之间的差异。通过近一个世纪对圣安德列斯断层的观察，人们已经得出了许多与走滑断层有关的概念和问题，而且还在不断获取新的信息。但是当科学工作者注意到其他一些研究尚不透彻的走滑断层时，这些基本的问题将会得到逐步解决。

ArthurG.Sylvester通过对圣安得列斯的研究，例举了4个与走滑断层相关的基本问题：在决定走滑断层样式上，构造格局的本质是什么？为什么圣安得列斯缺少一个热流异常带？为什么现今的表面力测量结果和动力学模拟不相吻合？为什么古地震确定的断裂两侧相对速率比从洋底古地磁资料得出的结果小？

对于走滑断层的一些构造作用，最近一些相关的概念和说法在时空区域内大大拓宽了人们的视野。例如，对大陆边缘微板块构造的观点引入了第三维的概念已改变了活动带变形机制的理论。沿着台地板块边界，走滑断裂是构造迁移中最主要的构造样式。现在应力集中在构造特征及板块边界史的研究上，从而确定出了这些板块边界改造后的儿何形状。

对地壳中深层地震反射研究的解释至少与理解走滑断层同等重要。这些地震反射不仅暗示出在地壳的一定范围内拆离的存在，同时也显示出在地壳深处这些拆离切穿了一些走滑断层。传统观点涉及的一些方面，如走滑断层附近不同地壳深度范围内的应力方位及分解，以及关于走滑断裂的强度、走滑断裂吸收地震弹性能的能力等方面，这些解释已完全动摇了传统的观点，这些概念的内容广泛，它们涉及内、外生矿床的勘探，涉及到古构造学、古地理学及地震风险等各种学科。对于那些研究构造及走滑断裂的学者来讲，这些结论向他们提供了一些具有挑战性的、富有启发性的思路。同时，这些提法也预示我们获得发现和理解的喜悦时刻的即将到来。

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闻学泽

（四川省地震局，成都610041）

摘要四川西部900km长的主干走滑活动断裂带，呈现强烈的左旋断层作用，是中国西南地区的主要发震带之一。本文将地质和历史地震资料相结合用于定量评估该断裂带的地震潜势。重新计算或估计了断层平均滑动速率，并根据断层几何形态以及历史地震破裂的时－空图像，将该带划分成16个段落。根据估计的同震滑动量、历史和史前地震时间资料，使用时间可预报和更新模型，作者估算出每一断裂段的地震平均复发时间。进一步使用时间相依的概率危险性评估模型计算了未来发生段破裂地震的概率。主要结果表明：①至2026年，16个断裂段中有6个具有较高的累积发震概率（＞0.45），这6个段落均位于沿断裂带至今已至少100年没有发生破裂的空段中；②由于这6个段落的多数具有较长的平均复发时间或者具有相对于平均复发时间较短的离逝时间，故未来30年内（1996～2026年）并非均有较高的发震条件概率；③不同段落发震概率的比较表明：乾宁—康定（段8—段11）和石棉—西昌（段14和段15）两个地区应属于该断裂带未来的相对危险区。

关键词地震潜势活动断裂四川西部

1引言

本文研究的断裂带由北西向南东纵贯整个四川西部地区（图1），全长约900km，由4条断裂组成，它们是：甘孜—玉树断裂、鲜水河断裂、安宁河断裂和则木河断裂。自从晚第四纪以来，这些断裂均表现出强烈的左旋走滑断层作用[13]。该断裂带也是中国西南地区的主要发震带之一，自18世纪以来，至少20次震级大于或等于6.5级的地震沿该带发生。

本文尝试以断层滑动速率、古地震和历史地震资料，以及时间相依的概率模型为基础，定量地评估出沿这一断裂带不同段落的地震潜势。

图2是本文研究步骤的流程图，其表示的技术路线类似于那些已由有关研究者或研究小组在板块边界上使用过的技术路线[8,19～21]。作者一直在从事将这样一种技术路线应用于中国大陆板内环境的一些活动断裂[15～18]，本文是这些努力的一部分。

2断层平均滑动速率

尽管从80年代以来已陆续发表了一些有关研究断裂带滑动速率的估值，但结果中的差别依然存在。本文仔细分析前人报道的资料[1,3,5·6,14,18,22]，然后重新计算或估计了平均滑动速率及其标准差。重新计算或估计的平均滑动速率示意于图3。图3中有9个地点可获得可靠的地貌断错量和沉积物的断代数据，因而可得到计算的平均滑动速率及其标准差；图3中另外3个地点的平均滑动速率及其不确定范围（括号中的数字）是合理推测的结果。

图1四川西部主要走滑断裂带索引图表示研究的断裂带与中国大陆其他主要活动断裂的区域关系

图3表明：甘孜—玉树断裂和鲜水河断裂具有较高的滑动速率，达10～14mm/a，但沿安宁河与则木河断裂，滑动速率仅在5.5～6.5mm/a之间。由图1看到：在安宁河以及则木河断裂的周围有较多的次级分支断层。一种可能合理的解释是：这种次级的分支断层分散了断块的水平运动量，从而减小了沿安宁河以及则木河主断裂形迹的滑动速率。

图2活动断裂分段地震危险性定量评估的技术路线框图

3历史地震及其破裂的时—空图像

对于该断裂带来说，除了两个部分外，其余部分均有历史地震资料。图4的一组平面图将18世纪早期至今的历史震源空间分布分5个时期分别绘出。各震源的尺度是根据地震时的重破坏区范围圈绘的。

在过去250余年中，断裂带的炉霍—道孚部分已重复发生过2～3次历史地震（图4），这一断裂部分也正是整个断裂带中具有最高滑动速率（13～14mm/a）的部位（图3）。因此，沿该断裂带的滑动速率越高，地震的复发率也越高。

如果将震源的长度取作为相应的破裂长度，并将这些破裂长度作为时间的函数，即可得到历史地震破裂的时－空图像（图5）。图5说明：

（1）在该断裂带的马尼干戈附近部分，存在着一个无文献地震记载的时空域，其意味着对于该断裂部位，除了有一次地震（大约发生在公元1506年前后）是根据粗略的考古学方法确定年代之外[3]，得不到有关18世纪之前的、有文献记载的地震资料。然而，在该断裂带的冕宁—西昌之间的部分，具有500年长的地震历史记载。

（2）历史地震破裂往往在原地重复发生，但在空间上相邻的破裂之间的重叠量相对于破裂长度来说是较小的。

（3）可识别出沿该断裂带的3个地震破裂的空段。这3个空段均自从上一次地震以来至少已有100年没有发生过段破裂地震事件。

图3沿研究断裂带左旋平均滑动速率的新近估计结果滑动速率单位：mm/a

4断裂分段

该断裂带的分段是为了将它划分为相对独立的破裂单元。在确定段落的边界时，考虑了以下几点：①沿断裂带的大规模几何不连续，例如羽列断层之间的阶区或者较短的断层分支（持久性段落边界）；②已经重复过不止一次历史破裂的、相邻断裂部位的接合区（相对稳定的段落边界）；③历史上仅分别破裂过一次的两断裂部分之间的连接区（不确定的段落边界）；④如果同一断裂部分发生过不同破裂长度的历史地震，则考虑其中的最长破裂的端点（不确定的段落边界）。

图6提出了研究断裂带的分段模型，该模型共分出16个断裂段并分别用S1,S2,S3，…表示。

图4历史地震震源沿断裂带的空间分布分5个时期分别绘出从18世纪早期至今的震源，震源的大小根据地震的重破坏区面积圈绘

图5研究断裂带历史地震破裂的时－空关系纵轴表示沿断裂带走向从南东到北西的空间位置，垂直虚线段表示不确定的破裂延伸

图6研究断裂带的分段图

5地震平均复发间隔

用于估计地震平均复发间隔的方法如下：

对平均滑动速率、同震平均滑动量均可得到或可估计出的断裂段，平均复发间隔据“时间可预报模式”[10]和“更新模式”[21]进行计算。

对于时间可预报模式，有：

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式中：Tm为平均的（或中位数的）复发间隔；σd为Tm的数据不确定性；u为最晚地震的同震平均滑动量；Su为u的标准差；v为断层平均滑动速率（不包括蠕动速率）；Sv为v的标准差。

对于更新模式，有：

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式中：um为n次同震滑动的平均值；Su为um的标准差；n为原有地震滑动的次数，当仅可测得最晚地震事件的滑动量时，n=1；σ1为复发间隔的内在不确定[见（10）式]。

对于大多数断裂段，同震平均滑动量用这样的方法估计[18]：将地震的面波震级M、破裂长度L、以及最大同震滑动量Dmax分别输入一组表示（u·L）与M，及u、M、L和Dmax之间关系的经验公式，得到最晚地震事件同震平均滑动量的若干种估值，然后假定每一种估值的权重反比于相应估值的方差，取加权平均作为最佳估值。

16个断裂段之一的石棉段（S14），可得到的是过去4次古地震事件的14C年龄[9]。本文由这些年龄和下式[8,18]重新计算了平均（或中值的）复发间隔

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式中：Tav为n次事件复发间隔的算术平均；μ为复发间隙对数正态分布的均值[见（9）式];T为事件之间间隔时间的中值；5为T的标准差，当地震为历史事件时，S=0;n为地震事件之间时间间隔的样本数。

用于计算16个断裂段的平均复发间隔及其不确定的数据均已在表1中列出。与上次事件以来的离逝时间一道，计算出的平均复发间隔将用于计算段破裂地震的发生概率。

表1用于计算16个断裂段平均复发间隔的数据

续表

6段破裂地震概率的计算

评估单个断裂段长期地震潜势的方法是基于一种具有这样假定的模型：沿一个断裂段发生一次地震的概率随着自上一次地震以来的离逝时间而增加。该模型也称为时间相依的概率模型[8,21]。本文计算了两种概率：条件概率和累积概率。条件概率Pc是在已知在时刻Te之前地震未发生的条件下，一次地震在时间区间Te至Te+DT内发生的可能性：

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式中：f（T）是随机复发间隔T的概率密度，0是相对时间的起点，设在上一次地震的发生时间。Te是从上一次地震的时间到1996年1月1日的时间段，DT是一个设置的预测时间段，取为30年。

累积概率F是在从上一次地震后直到Te+DT的时段内发震的可能性：

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本文假定f（T）是一种对数正态型的密度函数，并采纳了具有如下密度函数形式的特征地震复发时间的通用分布[7,8]:

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其中μ（=－0.01）是该分布的均值。总不确定性σN由两个部分：数据不确定σd和复发间隔内在不确定σ1组成：

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数据不确定σd来源于估计平均复发间隔Tm中的不确定性，内在不确定σ1（=0.21）来源于上述通用分布。

7未来段破裂地震的震级估计

对于走滑性质的断裂段，未来段破裂地震的震级由一组选择的经验关系式作粗略估计：

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假定一次未来的特征事件将使一个长度相应为L的断裂段发生破裂，由以上4个公式可得到该事件震级的4种估值。取这些估值的平均作为未来地震震级的最佳估计。

编号为S4的朱倭段是所有16个断裂段中唯一的非走滑性质的断裂段（参见图6），该段位于甘孜拉分区南东缘。这一断裂段曾在1967年发生6.8级地震时表现出北东向正断层作用[1,18]。因此，该段的未来震级采用全球范围正断层地震的关系式[11]进行估计：

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8概率地震潜势的分析

表2列出了计算的未来段破裂地震的概率和预测的特征震级。由于采用了时间可预报和更新两种复发模型，得到多少有些差别的概率值，因此，采用这两种模型得到的概率值的平均作为最终结果。

图7说明了计算得到的概率。从图7看出：至2026年，有6个断裂段具有较高的、大于或等于0.45的累积概率。这6个段落均处于根据历史破裂时－空图像鉴定出的地震空段的位置（参见图5和图7）。然而，并非这6个段落在未来30年内均有较高的发震条件概率。实际上，如果一个断裂段具有较长的至下次地震的复发时间，例如长于300年，则在一个相对较短的时间区间，例如DT=30年，无论自从上一次地震以来的离逝时间较长还是较短，计算的条件概率均不会高。这有些不同于板块边界构造环境的情况，板块边界断裂的高活动性使得那里的大地震或巨大地震平均的复发间隔往往仅几十年或者在100～200年之间[8]。

在中国大陆板内环境，分析断裂段的长期地震潜势时不仅参考条件概率，而且还应参考累积概率可能会更好。例如，S2段和S6段在未来30年内具有相同的条件概率（Pc=0.16），但是S2段的累积概率（至2026年，F=0.71）要比S6段的累积概率（至2026年，F=0.19）高得多，从而在未来30年内，S2段要比S6段具有更高的地震潜势。

表2计算的16个断裂段发震条件概率Pe（1996～2026年）和累积概率F（至2026年）

根据不同断裂段概率值的相互比较以及从长期预测的观点，作者提出两个地区：乾宁—康定和石棉—西昌（参见图6和图7），应考虑作为未来30年的主要危险区。前一地区包括断裂段S8—S11，后一地区包括断裂段S14和S16。

9讨论

本文对四川西部主要走滑活动断裂带的地震潜势进行了评估。这里认为应强调以下几点：

（1）本研究仅仅是一初步的努力，结果中明显存在有不确定性，并主要是由地质数据的不确定所引起的。这些地质数据包括断层滑动速率、同震平均滑动、古地震断代以及若干段落的离逝时间等。

（2）结果中的不确定性也有由模型不确定引起的部分。特征地震的通用复发时间分布[7]是针对板缘地震资料而建立的，是否能将该分布应用于像中国大陆这样的板内构造环境仍然是一个问题。在没有别的选择的情况下，使用该模型所得结果只是一种近似。

（3）无论本文所得结果有多粗糙，但其对于研究区的长期地震危险评价仍然是有用的。具有较高累积概率的断裂段均指示了长期缺震空段的事实，暗示了尽管使用了不确定的数据和模型而得不到精确的发震概率，但至少得到了那一断裂段相对于其它断裂段具有更高或更低地震潜势的信息。

图7计算得到的、代表断裂段未来地震潜势的概率图解地表的细线是四川省的边界，粗线代表研究的断裂带；柱体的高度与概率值成正比

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