再议走滑断裂与地震孕育和发生条件

邓起东 朱艾斓 高 翔

1)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029

2)上海市地震局，上海 200062

3)浙江省第七地质大队，杭州 310030

0 引言

大地震孕育和发生与活动构造密切相关，不同类型活动构造，包括挤压、拉张和剪切型活动断裂带常是大地震的发震构造，成为大地震发生带。所以，它们一直是地球科学家们关注的重点，不断对这些活动断裂带的几何学、运动学参数、断裂分段、古地震及其重复间隔和地震危险性等开展大量研究工作，并已有许多著作问世(Das et al.，1986;Geophysics Study Committee，1986;Yeats et al.，1997;McCalpin，2009)。由于全球发育许多大型活动走滑断裂，其上发生过破坏力极大的大地震，且震源断裂又直接出露地表，造成显著的地表位错，使得这种研究更加深入。如美国西部圣·安德列斯断裂带(San Andreas Fault zone)，土耳其北安纳托利亚断裂带(North Anatolian Fault zone)等(Mackay，1890;Reid 1910;Allen，1965;Agnew et al.，1978;Hirano，1986;Barka，1992)。在国内，对海原活动断裂带、阿尔金活动断裂带、鲜水河活动断裂带、小江活动断裂带和东昆仑活动断裂带等都进行过深入的研究(国家地震局地质研究所等，1989，1990;国家地震局阿尔金断裂带课题组，1992;李天袑等，1997;宋方敏等，1998;青海省地震局等，1999)。然而，大地震是如何在这些走滑断裂带上孕育和发生的仍然是一个尚待研究的重要问题。正如2002年美国国家基金会地学部在《New departures in structural geology and tectonics》白皮书中所指出的那样，变形如何在断裂带上局部化，地震如何成核仍然是一个有待研究的核心问题。我们以往在活动走滑断裂和大地震研究中曾从不同的侧面讨论过这一问题(邓起东，1984;邓起东等，1985;国家地震局地质研究所等，1990;吴章明，1993;韩竹君，1996)，本文并不讨论有关走滑断裂带的各种问题，仅仅希望在以往工作基础上进一步对走滑断裂带应变局部化和地震成核、孕育过程再作一些讨论。

1 走滑断裂的不连续性

一条走滑断裂往往不是简单延伸的断裂，它常具有复杂的结构，由多条不连续次级断裂作羽列或雁列排列，并由不同的“行”、“阶”形成组合，它们之间构成不连续阶区，或为“拉分区”(pull apart region)，或为“挤压隆起区”(Local upwarps)(Burchfiel et al.，1966;邓起东等，1966;Segall et al.，1980;Aydin et al.，1982;Mann et al.，1983;邓起东，1984;陈社发等，1985;Deng Qi-dong et al.，1986)。图1为走滑断裂带中典型的拉分区和挤压隆起区实例。图1a为美国加州南部Imperial谷地2条NW向右旋走滑断裂Imperial断裂和Brawley断裂之间右阶区形成的拉分构造区，2条次级走滑断裂的隔离量和重叠量均达6km，在拉分区形成低地，较周围下降10m，且在拉分盆地核心区发育Mesouite湖，2条次级走滑断层在其端部逐渐转成近NS向，并形成向低地倾斜的斜滑正断层。1940和1979年发生于Imperial断裂上的7.1和6.4两次地震的同震破裂带即终止于这一拉分构造。图1b亦位于美国加州南部，右旋走滑的Coyote Creek断裂带在Ocotillo一带形成不连续左阶区，阶区隔离量约2km，阶区内遭受平行于走滑断裂的挤压，在地形上形成高地，其上升幅度达200m，即Ocotillo Bedlands，并发育一系列轴向与走滑断裂成大角度相交的褶皱，形成复背斜。1968年，Borrego山6.5级地震致使沿阶区边界走滑断裂发生了30cm的右旋走滑位移(Clark，1972)，Bedlands发生明显隆升，褶皱缩短量达800m(Brown et al.，1991)。Segall等(1980)曾用该断裂带上地震及其余震震源深度论证这样尺度阶区构造已经延伸到地下5～8km深度。

图1 美国加利福尼亚南部Brawley Fault-Imperial Fault(a)和Cayote Creek Fault(b)的拉分阶区和挤压隆起区(Segall et al.，1980)Fig.1 The pull-apart stopovers and compressive uplifts along the Brawley Fault-Imperial Fault(a)and Cayote Creek Fault(b)in southern California，US(after Segall et al.，1980).

图2是中国最早研究的拉分盆地——海原活动断裂带上的干盐池拉分盆地(陈社发等，1985)。该盆地发育于左旋走滑的海原断裂带南西华山次级剪切断层和黄家洼山次级剪切断层之间，二者作左阶排列，其重叠量约为8km，隔离量4～5km，这一拉分盆地第四纪沉积厚度176.15m，在盆地中部发育干盐池湖，在盆地西端，即南西华山断裂西端发育多条平行的NE向正断裂，成阶梯状控制盆地，盆地内部地形面向北倾斜，在2条次级剪切断层之间发育了与次级剪切断层呈小角度相交的一条正走滑断层。该断裂斜贯干盐池拉分盆地，倾向NE，形成低断层崖，在1920年海原地震中形成的最新错动面沿该断层发育，并向东西两端与2条次级剪切断层相连通，吴章明(1993)曾论证过在阶区内发育的这一正走滑断层为阶区变形过程中产生的里氏(R)破裂。此外，干盐池盆地地面向北倾斜，在1920年地震中干盐池湖向NE位移了500m。1920年12月16日海原8.5级地震和同年12月25日海原西强余震(7.0)的最大水平位移分别位于干盐池盆地东西两侧的南西华山断层(石卡关沟—哨马饮)和黄家洼山断层(高湾子东—王家圈子)上，左旋水平位移量分别达10～11m和7～8m。

图2 海原活动断裂带干盐池拉分盆地(a)及其航空影像(b)Fig.2 The Ganyanchi pull-apart basin(a)and its aerial image(b)along the Haiyuan active fault zone.

总结上述阶区的变形特征，控制拉分区和挤压隆起区的次级剪切断层在变形过程中起主要作用，它们不仅控制了阶区的宽度和长度(隔离量和重叠量)，而且，其走滑性质和阶区排列型式共同控制阶区的变形类型(拉分或挤压)，在拉分区会发育与次级剪切断层相垂直的正断层和相斜交的内部张剪切断层，在挤压区，会有与次级剪切断层成大角度相交的逆断层和挤压褶皱形成。走滑断裂带的拉分或挤压阶区可成为断裂带内破裂中止的地段，成为断裂分段的界限区，但它是否具有持久性，即是否会被突破则与其规模大小，即阶区尺度有关。统计说明，只有尺度较大的阶区，例如5km甚至更大的阶区才能中止破裂的发展。因此，一条规模巨大的走滑断裂带若发生全带的大破裂，如1920年海原8.5级地震使长达230km的海原大断裂带全带破裂，包括干盐池盆地在内的所有阶区均发生破裂，但是，该断裂古地震研究已经证明，当海原断裂带仅其中一段或两段次级断层发生破裂时，包括干盐池盆地在内的阶区就可以作为障碍体存在，起着中止破裂的作用(邓起东等，1992;闵伟等，2001;张培震等，2003)。

图3 青藏高原川滇断块和巴颜喀喇断块之间的鲜水河－玉树断裂带的走滑型地震破裂与甘孜拉分区的正断层型地震及其震源机制Fig.3 Focal mechanisms of the strike-slip earthquakes on the Xianshuihe-Yushu fault zone between the Sichuan-Yunnan faulted-block and the Bayankala fault-block and the normal faulting earthquakes in the Ganzi pull-apart zone.

在一条大型走滑断裂带中，走滑段和阶区段都可能发生地震，但不同构造部位，如发生于次级剪切断层上与拉分阶区内的地震类型和规模则有明显不同。图3为青藏高原鲜水河－玉树走滑断裂带和其间的甘孜拉分区。该断裂发育于高原中部巴颜喀喇断块和羌塘－川滇断块之间，是一条NW走向的断块边界左旋走滑断裂带，长达800km，其东南段鲜水河断裂和西北段甘孜－玉树断裂在甘孜一带作左阶排列，形成甘孜拉分区。该拉分区NW方向长约60km，且西宽东窄，分别约为35km和20km，在拉分区内发育NNE向垂直边界走滑断裂的正断层，如罗锅梁子断层(闻学泽等，1985)。发生在鲜水河断裂和甘孜－玉树断裂与甘孜拉分区的地震的类型和震级大小有明显区别。发生在鲜水河断裂和甘孜－玉树走滑断裂上的地震均为走滑型地震，震级在7级以上的地震连发，图3列出了其中几条7.0级以上地震的地表破裂带，自西而东，分别是2010年玉树7.1级地震、1896年洛须7.0级地震、1854年马尼干戈7.7级地震、1866年甘孜7.3级地震、1976年炉霍7.6级地震、1923年道孚7.3级地震、1893年乾宁7.3级地震和1955年折多塘7.5级地震。这些走滑型地震地表破裂带虽具有不同的长度，水平位移大小也有所区别，但它们均为左旋剪切破裂。此外，还有1816年炉霍7.5级地震和1904年道孚7.0级地震也发育左旋地表破裂遗迹。我们沿带收集了30余个4.8级以上地震震源机制资料(Harvard CMT;鄢家全等，1980;Zhou et al.，1983;周蕙兰，1985;许忠淮等，1994;程万正，1999)，发现在鲜水河断裂和甘孜－玉树左旋走滑断裂带上地震的震源机制大都为走滑型，其NW向节面平行于该断裂带，尤其是其中4个6.9级和7.0级以上地震，即1981年道孚6.9级地震(26)、2010年玉树7.1级地震(12)、1955年折多塘7.5级地震(31)和1973年炉霍7.6级地震(23)均为走滑型地震。与此相反，发生于甘孜拉分区的1967和1973年的6.8、6.0和5.1级3次地震(19、22和20)则均为拉张正断型，震源断裂平行于甘孜拉分区内的NNE向正断层，地震震级也在7级以下。

2 走滑断裂的枢纽运动

以上讨论了走滑断裂的基本几何特征及其与地震的关系，以下将对走滑断裂最重要的运动学特征之一——走滑断裂的枢纽运动进行讨论，因为它可能就是走滑断裂带上变形局部化和大地震孕育的重要条件之一。

1981年我们在研究新疆阿尔泰山可可托海－二台断裂及1931年富蕴地震破裂带时认识到，活动走滑断裂枢纽运动的存在及其引起的变形和地质地貌特点，并进而研究了其应力场和应变场(张培震，1982;邓起东，1984;邓起东等，1985)。以下对其略加叙述。

可可托海－二台断裂是发育于阿尔泰山西麓的一条NNW向活动右旋走滑断裂带(新疆维吾尔自治区地震局，1985)，全长超过180km，该断裂带倾向NEE，切割了所有的地质体和地貌体，表现了突出的右旋走滑特征，它不但使NWW向额尔齐斯断裂及其东段玛因鄂博断裂发生右旋变位，还切割不同年龄的河流和冲沟，形成不同水平变位量的水系。在该断裂上发生过1931年富蕴8级地震，最大右旋水平位移10m以上。该断裂做明显的枢纽运动，沿断裂形成构造和地貌的四象限分布(张培震，1982;邓起东，1984;邓起东等，1985)。断裂北段表现出显著的正断层活动，断裂两盘西升东降，西盘夷平面倾向西，东盘沿断层面下滑，形成断塞型盆地，从北向南有喀依尔特、可可托海和吐尔洪盆地，盆地面向主断裂倾斜，西侧受主断裂控制，断塞成盆，沿主断裂发育明显的断层崖，盆地其他边界均无断层发育(图4A，B，C－a，b)。断裂中段逐渐转变成为一条正走滑断裂，水平错动量逐渐增加，右旋错动多级冲沟(图4 A，B)。断裂带在新山口以南为南段，断层面仍然倾向东，但断裂性质已转变为右旋逆走滑断裂，沿断裂发育逆断层控制的断层崖，断裂带东盘为隆起山地，夷平面倾向东，西盘则为山前戈壁沙漠，两盘高差显著(图4B，C－e)。在上述断裂带北段和南段之间卡拉先格尔至新山口以北为断裂带中段，断裂带表现出另一番景象。一方面，在卡拉先格尔以南的玉勒肯哈拉苏一带，主断裂断层面改变为向东倾斜的低角度逆掩断层，并直接出露地表，测得逆掩断层面倾角仅17°，形成低矮的断层崖(图4B，C－d，D，E);另一方面在断裂带中段北起卡拉先格尔，南至玉勒肯哈拉苏一带发育多个沿断裂带走向分布的挤压透镜体，其中以卡拉先格尔挤压透镜体为最大，透镜体内发育了一系列倾向东、向西突出的弧形逆断层或逆掩断层，显示出明显的挤压特征(图4B，C－c)。上述沿可可托海－二台断裂带不同断层段力学性质的变化及断层两侧构造和地貌的四象限分布在图4的影像图、地质剖面图及照片中均有清晰的表现。

图4 新疆可可托海－二台右旋走滑断裂的枢纽运动变形图像Fig.4 Images showing deformation of the Keketuohai-Ertai right-lateral strike-slip fault，Xinjiang，under hinge movement.

类似的走滑断裂枢纽作用现象已在多处发现，在地质上，已在云南曲江断裂、1970年通海7.7级地震地表破裂带、海原断裂带南西华山断层、1920年海原地震破裂带、则木河断裂带大箐断层及1850年西昌7级地震破裂带多次发现。韩竹君等(1996)报道，在1995年日本阪神地震震区和控制该地震的野岛－六甲山断裂上也看到了走滑断裂的枢纽作用表现，甚至唐山7.8级地震前后的形变测量结果也反映了NE向唐山断裂两侧形变的四象限分布(国家地震局“一九七六年唐山地震”编辑组，1982)。

图5是邓起东在20世纪80年代赴美考察时，由南加州飞往美国中部途中拍摄的1张照片，由于是在民航客机上拍摄，图面并不美观，但图像尚可分析。在这一图件的中部似可观测到一条平直的断裂线性影像，自左向右延伸，由照片可见，在断裂两侧各发育1个三角形小盆地(灰白色)，盆地内近断裂处还各发育了蓝色水池，在2个小盆地的断裂对侧地形高于小盆地，照片左侧一条深色小河在经过断裂时发生左旋变位。上述平直断裂及其两侧地貌的四象限分布和小河的左旋变位，似乎共同反映出这是一条左旋走滑断裂，而且还反映出这一现在正在活动的断裂是一条具有枢纽运动的走滑断层。

图5 美国南加州至内华达州航班上所拍摄的作枢纽运动的最新活动左旋走滑断裂Fig.5 Photo and interpretation map(below)of hinge movement of a recently active left-lateral strike-slip fault shot from flight from Southern California to Nevada，US.

3 关于走滑断裂变形局部化与地震成核和孕育的地质学理解

综合以上资料，可以从地质构造角度对走滑断裂带变形局部化和地震成核问题作进一步讨论。

走滑断裂带是一个复杂的构造系统，反映了在剪切作用下产生的变形组合。从几何学来说，单一的走滑断裂和不连续的多段断层组合都是存在的。在不连续分段组合断裂带内多段剪切断层按一定的行、阶排列构成不连续的断裂带。不连续次级剪切断层、拉张或挤压阶区变形、断层带尾端张性扩展和挤压变形、断层两侧四象限构造和地貌特征是一条走滑断裂带系统总体变形图像。它既是一条走滑断裂带在剪切作用下变形过程的反映，也是长期和多次重复变形的结果。本文并未讨论到这一剪切走滑系统的全部内容，读者可以在有关参考文献中得到解说(Sagall et al.，1980;Aydin et al.，1982;邓起东，1984;邓起东等，1985;陈社发等，1985;国家地震局地质研究所等，1990)。

在一条走滑断裂带系统中，阶区是一个重要的节点。它常是一条不连续走滑断裂的分段点，是不连续走滑断裂带各段独立破裂的障碍点和位移亏损、衰减点，它本身又可以是一个独立变形体而服从其局部应力场和破裂机制，其变形当然与走滑断裂带内次级剪切断层有关，是该断层破裂扩展的产物，但它也服从于阶区应力场的控制，在拉分阶区产生张性破裂和张剪性破裂及与之相应的张性正断型和张剪性正走滑型地震，在挤压阶区产生挤压破裂和挤压变形及与之相应的挤压型地震，其变形体的尺度受到阶区尺度大小的控制，而且，它大概也必然小于控制它的次级剪切断层，与之相关的地震震级也相应较低(Segall et al.，1980;邓起东，1984;吴章明，1993;马胜利等，1995a，b;刘力强等，1998)。

从运动学来看，沿走滑断裂带的枢纽作用是最具特点的断层作用和发展过程。它既可以沿整条走滑断裂带产生，如可可托海－二台断裂，也可以沿一条不连续走滑断裂带带内的次级剪切断层发生，如则木河断裂带中的大箐断层段，该段断层两侧构造和地貌的四象限分布正是大箐断裂枢纽作用的结果(高翔，2012)。所以，正是由于沿走滑断裂枢纽作用的结果，在走滑断裂两盘产生构造和地貌的四象限分布，在断层枢纽轴部发生强烈挤压，形成闭锁，随着应力在枢纽轴部不断集中，应变在枢纽轴部不断积累，最终达到和超过枢纽轴部断层的强度，沿断层发生失稳错动，产生大位移，伴随大地震的发生。所以，枢纽轴部正是走滑断裂在枢纽作用过程中应力集中部位、应变局部化和不断积累部位，也是走滑断裂带上大地震成核的部位。自然，这一过程既可以在一条连续的走滑断裂带上发生，也可在复杂不连续断裂带中某一次级剪切断层上发生。张培震(1982)曾用矩形截面梁扭转应力分析来定性比拟枢纽作用的应力状态，高翔(2012)通过野外观测和数值模拟对走滑断裂带的运动学过程作过进一步研究，分析了在断裂枢纽阶段和大滑移阶段的运动学特征，论证了正是枢纽运动使应变在枢纽轴部不断积累，地震得以在这里成核，最终在第2阶段大位移过程中伴随着大地震的发生。

枢纽作用是走滑断裂带运动过程的第1阶段，这种运动过程中在枢纽轴部产生的闭锁，被称为运动闭锁。当它最终被突破时就会沿断层产生突发失稳，发生大位移，所以，走滑断裂带的初始破裂点和最大位移都位于断裂带枢纽作用的轴部。正是在这种破裂扩展过程中，单向或双向破裂不断扩展，最后完成整条断裂带或走滑断裂带中一段或几段的全部破裂。在多个地震破裂带的调查过程中，常常看到断裂带上枢纽轴部初始破裂段的位移量最大，然后向一侧或双侧逐渐降低。这一破裂过程也表现出是一种起伏性衰减，往往形成多个断层段、多个位移高值，形成所谓多点破裂。实际上，在每一个次级破裂段仍然有各自位移高值，各段破裂也是自位移高值沿破裂方向起伏性逐渐衰减的。

4 结束语

走滑断裂带是一个复杂的构造系统，反映了在剪切作用下的变形组合。在一条走滑断裂带或者一条不连续走滑断裂带中的次级剪切断层作为走滑作用的主体常常通过枢纽作用阶段和破裂位移阶段完成其整个运动过程。在枢纽作用阶段，沿走滑断裂两侧形成四象限构造和地貌分布，枢纽轴部表现出强烈挤压，断裂两盘岩体紧密地嵌合在一起，大大增大了该断层段的摩擦力，形成闭锁，应变在此积累，大地震在此成核和孕育，当应变积累到一定程度，闭锁的枢纽轴被突破时，沿断裂发生失稳错动，产生突发位移，伴随大地震发生，这就进入了大位移的第2阶段，从而完成一次走滑断裂的运动循环。多次这样的应变积累和突发位移过程就是走滑断裂发展、大地震孕育和发生的完整过程。相反，在不连续走滑断裂的阶区将依据阶区的构造属性和特有的应力场及破裂扩展过程形成自己的变形和破裂，孕育自己范围内特有的地震。由于阶区尺度的影响，其地震震级一般都会小于控制它的走滑断层上的地震。

马瑾院士长期从事构造地质学和构造物理学研究，建立了中国最先进的构造物理实验室，对各类构造的变形过程和机制均有深入研究。近年来又提出亚失稳变形阶段及其在地震预测中的意义的新思想(马瑾等，2012)。50多年前，我进入中国科学院地质研究所，即在马瑾先生领导下工作，得到她的指教和帮助，正是在她的指导下得以完成《川东南褶曲及其伴生断裂发育规律的初步实验研究》。值此马瑾院士80寿诞和从事地质工作60周年之际，谨向马瑾院士致以衷心祝贺和深深谢意。

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