12.第六章-4走向滑动断层.ppt

1,第六章（四） 走向滑动断层,走向滑动断层简称走滑断层，一般是指大型平移断层，是两盘顺直立断层面相对水平剪切滑动的构造。人们对走滑断层的认识和研究晚于对正断层和逆冲断层的认识和研究，大型走滑断层直到20世纪初才被确认。主要原因有:作为研究断层位移的参考面（线）在走滑断层中相对较少;走滑断层产状陡立，不易与正断层区分;结构复杂，断裂带内常包含不同力学性质的构造，所以较难查明断层的性质。现在发现，走滑断层和兼具倾向滑动的大型走滑断层是相当普遍的，并在区域构造活动中具有重要的意义。,2,第一节 走向滑动断层的基木结构,一、走向滑动断层的基本特点 走滑断层常具以下特点: 走滑断裂带包括一系列与主断裂带相平行或以微小角度相交的次级断层，单条断层延伸一般不远，各级断层分叉交织，常构成发辫式; 常伴生有雁列式褶皱、断裂及断块隆起和断陷盆地等构造; 断层两侧地层岩相带呈递进式依次错移，时代愈老，移距愈大; 断层带常呈直线延伸，甚至穿过起伏很大的地形仍保持直线性，在航空照片、卫星照片上显示良好的直线性。,3,4,5,二、左阶式和右阶式 在雁列式走滑断层系中，除根据两盘相对错动分为左行和右行外，还根据雁列断层的相互排列和部分叠置的关系，分为左阶式和右阶式。左阶式是指各次级断层顺走向依次向左错列;右阶式则指各次级断层依次向右错列(图14-1)。两条雁列断层之间的叠复部位称为重叠，相互垂距称为间隔 (图14-2)。,6,图14-1 左阶式和右阶式走滑断层系及其控制的拉伸带和挤压带图示 A 左行左阶;B 左行右阶;C 右行左阶;D右行右阶;细点区为拉伸带;交叉线区为挤压带,7,第二节 走向滑动断层的应力状态,走向滑动断裂带是在单剪应力状态下形成和发育的，在剪切带内部的不同方位和区间则具有特定的次级应力-应变特点和相关构造。 一、剪切断裂带的应力状态 在剪切作用下于断裂中可形成两组里德尔剪裂(R和R)及张裂(T)，继之可形成压剪性断裂 (P)。里德尔剪裂 (R)与主走滑断层约成15°(内摩擦角的一半)相交，两者滑向一致(图14-3)。压剪性断裂(P)与主走滑断层的交角小于17°，与里德尔剪裂R倾向相反，但滑向一致。由于压剪性断裂 (P)与两组里德尔断裂 (R、R)的连接和贯通，常常将断裂带切割成一系列菱形或近菱形块体;断层的弯曲也易切割成菱形块体。因此，由菱形结块与环绕结块的剪切面带往往构成发辫式构造或隆、拗断块间列交织的海啄式构造。,8,9,二·走滑断裂带的弯曲部和端部的应力状态 在平直剪切带的终端，主断裂往往分叉为一套马尾丝状次级断裂，在一般滑动指向的终端，形成压性断裂扇;在滑动指向的另一端形成张性断裂扇(图14-4)。从而使整个剪切带分成四个应力状态象限 (图14-5)。,图14-4 理想的右行走滑系平面图 (据Woodcock & Fischer,1986),前导张性叠瓦扇,前导压性叠瓦扇,拖尾张性叠瓦扇,拖尾压性叠瓦扇,张性双重构造,压性双重构造,10,11,走滑断层在走向上并非总是平直延伸的，往往发生弯曲。这种弯曲主要是在各初始平直段雁列式断裂控制下形成的，弯曲部位的应力状态也受走滑的左、右行与平直段的左、右阶的组合关系所控制。因此可形成四种弯曲和相应的四种应力应变场:左行剪切带的左向弯曲部和右行剪切带的右向弯曲部，引起拉伸和断陷;右行剪切带的左向弯曲部和左行剪切带的右向弯曲部，引起挤压和断隆。如图14-6A，在右行走滑和直线段的右阶状态下，弯曲部位处于拉伸状态;如图14-6B，弯曲部位处于挤压状态。,12,13,三、两条交切走滑断层引起的应力状态 如果两条走滑断层以小角度交切且滑向相反，会出现两种情况:当两条走滑断层一致滑向楔尖而引起挤压隆升; 当两条走滑断层一致背离楔尖滑动，则引起拉伸断陷(图14-7)。,图14-7 两条滑向相反的交切走滑断层引起的挤压和拉伸 (据Moody,1956),A,D,U,D,U,B,D,U,U 挤压上升 D 拉伸下降,14,如果两条交 切走滑断层滑 向相同，聚敛 引起挤压，离 散引起拉伸(图 14-8)。,15,四、离散性走向滑动和聚敛性走向滑动 受剪切作用控制下的走滑断层，往往叠加有拉张作用和挤压作用，其产出应力场则具双重力学性质。甚至同一走滑断层带的不同部位在以剪切为主中，又具有拉张或挤压，表现为张剪性或压剪性，即剪切拉张和剪切挤压。张剪性走滑为离散性走向滑动断层，压剪性走滑为收敛性走向滑动断层。相应形成张剪性和压剪性两类构造。,16,第三节 走向滑动断层控制下形成的构造,在走滑断层作用中，往往形成一些特征性构造。这些构造，如拉分盆地和花状构造，不仅具有典型性，而且具有重要的理论意义和实际意义。 一、拉分盆地(Pull-apart basin) 是走滑断层系中拉伸形成的断陷盆地。它是伯希菲尔 (B.C.Burchfiel)1966)研究圣安德列斯走滑断层控制的死谷盆地时首次提出的。此后在研究圣安德列斯断层和亚喀巴湾-死海裂谷系中，对拉分盆地有了更深人的了解。初步建立了相应模式 (图14-9)。80年代以来邓起东等对我国西部地区的拉分盆地进行了较广泛深入的研究，取得丰硕成果。,17,活动构造,活动构造是指晚更新世（1012万年）以来一直在活动，现在还在活动，未来一定时期内仍可能发生活动的各种构造，包括活动断裂、活动盆地、活动褶皱、活动火山及被它们所围限的地壳和岩石圈块体。,18,活动构造研究的意义,1、活动构造反映现代构造活动，人们通过最新构造变形和最新地貌变化来研究它，活动构造对研究现代地球动力学十分重要 ； 2、活动构造与地震及其他地质灾害的发生密切相关，其研究为城市和工程安全评价提供最重要的基础资料。,19,2001年11月14日昆仑山8.1级地震地表破裂带 破裂带长度350km，最大左旋同震位移7.6m,20,2001年11月14日昆仑山8.1级地震地表破裂带 破裂带长度350km，最大左旋同震位移7.6m,21,22,利用断裂滑动速率等定量参数可以对活动断裂的地震危险性作出评价，也可以对活动断裂未来一定时期内可能发生的错动量进行评估,滑动速率,同震位移,古地震,离逝时间,断裂长度 与分段,复发周期,最大震级,地震复发模型,地震危险性评价,未来断裂错动量评价,活动构造定量研究及应用,23,24,东亚新生代逃逸构造 （据P.Tapponnier,1982）,25,26,海原活动断裂带干盐池拉分盆地,27,(一)拉分盆地的几何特点 拉分盆地形似菱形，曾称为菱形断陷。盆地两侧长边为走滑断层，两短边为正断层。菱形断陷盆地从形态上分为“S”型和“Z”型，左行左阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为“S”型，右行右阶雁列式走滑断层控制下形成的拉分盆地为“Z”型(图14-10)。 拉分盆地的规模变化很大，大者长逾百余公里，宽数十公里，小者长数百米宽仅数十米。根据世界上已查明的拉分盆地的长宽比统计，比值约为3。,28,海原活动断裂带地质图,29,(二)拉分盆地的演化 拉分盆地是在两条雁列走滑断层或是在一组雁列走滑断层控制下发育形成的(图14H1)。一组雁列走滑断层控制下发育的拉分盆地，各盆地先单独发育再相互连接组成复合盆地。一个大型拉分盆地内部可能存在次级拉分盆地，形成盆中盆或堑中堑构造 (图14-12)。次级地堑中又会发生断块隆起，从而构成堑中垒构造。 拉分盆地一般窄而长，在形成演化过程中，宽度相对稳定，决定于两条边界走滑断层的间隔。初始长度决定于两条边界走滑断层的重叠距，但是随着走滑断层的持续滑动而不断增长。一般长宽比达3即停止发育。所以，决定拉分盆地发育的因素是雁列走滑断层的间隔和重叠、断层的长度、活动持续时间和切割深度。,30,31,32,(三)拉分盆地的地质特点 拉分盆地与其它成因的盆地比较起来，发育快，沉降快，沉积厚度大，沉积相变化迅速。沉积物和沉积相因形成的自然地理环境而异。如果拉分盆地位于大陆边缘，早期为陆相沉积，后期因强烈下降海水侵入而转为海相。也有一些拉分盆地早期为海相，后期与海隔绝变成湖相沉积，最后以河流相沉积告终。如一直处于大陆环境，则全由各陆相沉积充填。,33,在长期拉伸生长的大型拉分盆地中，地壳相对减薄，热流值一般较高，常发生火山活动。 大厚度的富含有机物的海相和湖相沉积，在快速沉降和埋藏及高热流作用下可形成良好的生油层，走滑断层伴生的雁列褶皱油层。各种碎屑沉积为良好的储提供了充分的储油构造圈闭。因此,拉分盆地是具有重要意义的油气远景区。拉分盆地也是盐类等沉积矿产的聚积产出源地。,34,拉分盆地也是地震多发场所。土耳其安纳托利亚断层系中的拉分盆地地展频率很高。据邓起东等(1987)的专门研究，认为甘肃海原南、西华山区走滑断层控制的拉分盆地与1920年海原地震的关系密切。吴大宁(1985)根据对滇西北裂陷的基本特征及其形成机制的研究，强调指出红河北段第四纪断陷盆地的拉分性质其与地震的关系 (图14-13)。 我国南方一些红盆地，如江西于都-南丰断裂带上的某些红盆亦具有拉分性质。,35,36,二、花状构造,花状构造是走滑断层系中又一种特征性构造。剖面上一条走滑断层自下而上成花状撒开，故称为花状构造。根据花状构造的结构和力学性质可分为正花状构造和负花状构造。 正花状构造 是聚敛性走滑断层派生的在压扭性应力状态中形成的构造(图14-14)。一条陡立走滑断层向上分叉撤开，以逆断层组成的背冲构造。断层下陡上缓凸面向上，被切断的地层多成背形，但不具弯滑褶皱性质。正花状构造象一个细管的倒立锥体。自然界也有一些非走滑断层引起的类似花状的构造。鉴别花状构造的准则是构造的平面和剖面的结构及区域应力场等特征。如果是花状构造，则剖面上背冲式断层向下汇总为一条陡立的走滑断层，区域上显示走滑断层特点。,37,38,负花状构造 是离散性走滑断层派生的在张扭性应力场中形成的构造(图14-15)。一套凹面向上的正断层构成了似地堑式构造。堑内地层平缓，浅部稍成被正断层破坏的向斜，向斜也不具弯滑褶皱性质。 花状构造原被认为多发生于构造变形不强烈地区，但近年来国内外学者研究发现，在变形强烈区和造山带亦有花状构造产出。索书田等(1995)通过1:5万地质填图，在雪峰山马底驿地区识别出一个大型的正花状构造(图14-16)，其轴部主干走滑断裂带走向为25°30°，断裂面产状陡倾或近直立，并向深处插入中元古界冷家溪群浅变质岩系基底之中。由主干走滑断裂向上和向外，分别形成向北西逆冲的喜眉山大型逆冲-推覆构造及向南东逆冲的宜家湾叠瓦状逆冲断裂组合，均具薄皮构造性质。,39,40,我国一些学者认为，我国中、新生代含油气盆地中也产出了花状构造 (图14-16)。王燮培 (1989)认为，我国中、西部中、新生代盆地中多发育正花状构造，而东部盆地中，则以负花状构造为主，分别代表压扭和张扭两种不同的构造背景。在油气勘探中认识花状构造，对正确分析盆地构造、岩相带发育和圈闭特征，具有实质性意义。,41,三、雁列式褶皱和牵引式弯曲,(一)雁列式褶皱 雁列式褶皱是走滑断层派生的特征性构造。褶皱以背斜为主，褶皱轴与主走滑断层成小角度相交，所交锐角指示对盘滑动方向。褶皱是在走滑剪切作用派生的次级压应力作用下形成的。褶皱一般产出于断层一侧，并且随着远离主断层而逐渐减弱或倾伏而消失。著名的圣安德列斯走滑断层具有这类典型的雁列褶皱，其褶皱轴与主走滑断层所交锐角指示圣安德列斯断层为右行式 (图14-17)。,42,图14-17 圣安德列斯断层一侧的雁列式褶皱示意图(据M00dy等,1956),43,(二)牵引式弯曲 在走滑断层两侧的地层常发生牵引式弯曲。著名的新西兰阿尔卑斯走滑断层的东南段发育了巨大的弧形弯曲，弯曲中包含了陡倾褶皱(图14-18)。我国郯(城)-庐(江)断裂南端大别山构造的弧形弯曲可能也是这种牵引式弯曲。,44,四、双重构造（走滑双重体）,走滑断裂带中有时亦有双重构造产出，表现为两条走滑断层围限的断块中产出的一套与主断层斜交的次级雁列式走滑断层。圣安德列斯走滑断裂带有这类构造产出(图14-19)。需要指出，逆冲断裂带的双冲构造展现于剖面上，而走滑断裂带中的双重构造则展现于平面上。,45,46,第四节 区域剪切应力场引发的雁列构造和陆块旋转,雁列式构造和陆块旋转是剪切扭动引起的特征性构造。可是这类构造发育区的地表并未发现走滑断层，是因该区深部存在大型走滑断层或走滑性韧性剪切带，或是因该区整体处于区域性剪切作用。 一、区域性雁列构造 (一)区域性雁列褶皱群 柴达木盆地冷湖区反“S”型雁列褶皱群是这类构造的一个典型实例，褶皱系规模大，以背斜为主并伴有压剪性断层，充分显示区域性剪切扭动作用(图14-20)。,47,48,(二)区域性雁列地堑系 汾渭地堑系位于华北地台内部，由一系列地堑组成，规模宏大，成“S”型展布，显示出区域剪切扭动的特征 (图14-21)。至于其形成机制还涉及更深层次的原因。 二、菱格式构造 两组走滑断层常共钝交叉构成棋盘格式或菱格式构造。这种棋盘格式构造在产状平缓或水平岩层发育区及新构造区产出明显，如我国地震活动与现代棋盘格式破裂网络具有相关性。我国西部各大盆地，如塔里木、柴达木等盆地的轮廓显示的菱形格架也预示边界断层的走滑属性。塔里木盆地的东南缘的阿尔金断层以左行走滑断层闻名中外。,49,50,三、旋转陆块构造,大陆壳尤其是其脆性表壳，是一种由不同级别的块体拼贴镶嵌的地质体;各块体之间总是处于相互运动和相互作用的活动状态。在区域剪切扭动及相应的压剪或张剪作用下常发生转动。马杏垣(1983)曾指出“青藏亚板块在其东北角沿六盘山断裂带向华北亚板块运动，并整体具有顺时针旋转的趋势。关于块体旋转可通过现代应力场的测定和古地磁测量确定。关于旋转机制，国内外学者均曾作过论述 (图14-22)。,51,52,走滑断层是一种重要的构造。在区域构造上，走滑断层系既作为独立体系活动，又作为区域构造中的一个组成单元，对区域构造进行构造转换和调整。例如，印度亚板块与欧亚板块碰撞俯冲过程中，印度亚板块东西两侧的走滑断层通过走滑调整了碰撞俯冲和构造缩短，并使区域构造发生了转换。北美西部科迪勒拉山系一系列右行走滑断层，也对区域构造的发育起了类似作用。我国的郯-庐断裂，虽然学者们对其认识仍有分歧，但多数认为，郯-庐断裂在生代曾发生过大规模的左行平移，对我国东部构造发生了重要影响。 正如本章开头就指出的，对走滑断层的研究相对滞后于伸展断裂系和逆冲断裂系。这是与其重要性不相适应的，今后应予更多的关注。,53,图 右行走滑断裂系的应力分布和变形产物 a“+”挤压区，“”拉伸区；b拉伸裂隙(三角)和前缘褶皱(锯齿线)；c拉分盆地；d推隆构造；e弯曲走滑断层释压部位的拉分盆地；f弯曲走滑断层增压部位的逆冲构造,54,图 复合拉分盆地的形成过程(据Aydin等,1982),55,左图 郯-庐断裂带 平移图 (据徐嘉伟，1980) 1江南隆起带；2下扬子沃川坳陷带；3大别胶南京畿隆起带；4北淮阳北胶南临津江褶皱带；5合肥胶莱坳陷；6蚌埠栖霞复背斜；7准阴辽南平南地块；8鲁西辽北隆起带；9黄骅坳陷；10山海关隆起带；11燕辽褶皱带；12内蒙隆起带；13内蒙吉黑华力西褶皱带；14构造单元界线;15平移断裂(粗线示郯庐断裂带)；16可能的俯冲带,56,