黏土实验模拟分段剪切拉张下的偏斜角差异对汾渭裂谷带形成演化的影响

卓燕群　S.A.Bornyakov　郭彦双　马　瑾　S.I.Sherman

1)中国地震局地质研究所， 地震动力学国家重点实验室， 北京　100029 2)　　　Institute of the Earth’s Crust， Siberian Branch， Russian Academy of Sciences，St. 128 Lermontova， Irkutsk 664033， Russia3)Department of Civil Engineering， University of Toronto， Toronto M5S1A4， Canada



黏土实验模拟分段剪切拉张下的偏斜角差异对汾渭裂谷带形成演化的影响

卓燕群1)S.A.Bornyakov2)郭彦双1，3)马瑾1)S.I.Sherman2)

1)中国地震局地质研究所， 地震动力学国家重点实验室， 北京100029 2)InstituteoftheEarth’sCrust，SiberianBranch，RussianAcademyofSciences，St. 128Lermontova，Irkutsk664033，Russia3)DepartmentofCivilEngineering，UniversityofToronto，TorontoM5S1A4，Canada

汾渭裂谷带由2组走向不同的盆地组成： 以拉张为主的NEE向盆地(或盆地系)和以右旋走滑为主的NNE向盆地。相邻NEE向盆地(或盆地系)间的连接区由NNE向盆地和地垒组成。汾渭裂谷带南、 北段总体走向NEE并以拉张为主， 中段总体走向NNE且具走滑兼拉张的性质。汾渭裂谷带各段具有以下特征： 各裂谷段新生代盆地按照先南、 再北、 后中段的时间顺序形成； 盆地连接区规模依中、 北、 南段递减； 忻定盆地东端平行于裂谷带北段走向延伸成NEE向， 西端沿逆时针方向旋转成NNE向， 而临汾盆地与忻定盆地呈近似反对称的展布。但是已有模拟实验或数值实验均无法解释这些特征， 原因在于它们忽略了裂谷分段性对NEE向盆地及其连接区演化的控制作用。文中结合已有地质调查资料， 基于黏土实验和数字图像相关方法， 观测了在基底的分段右旋剪切拉张作用下上覆黏土盖层的裂陷过程， 并对黏土盖层表面的变形场时空演化进行了定量分析。实验再现了汾渭裂谷带的主要构造特征， 结果表明： 1)裂谷带南、 北、 中段偏斜角(裂谷带两侧块体的相对运动方向与裂谷带走向之间的夹角)的依次递减是造成NEE向盆地的形成时间和连接区规模在各裂谷段呈现上述特征的原因。2)相邻NEE向盆地的相互作用是形成具有右旋剪切拉张的NNE向连接区的原因。3)相邻裂谷段之间的相互作用可能是造成忻定盆地和临汾盆地特殊构造特征的原因。因此， 汾渭裂谷带各段的构造差异主要源于各段偏斜角的差异。但模型还存在不足之处， 其中值得进一步完善的是模型未考虑汾渭裂谷带先存构造的影响， 因而未能详细模拟汾渭裂谷带南、 北段内盆地的构造特征。

偏斜角盆地相互作用裂谷段相互作用变形场时空演化汾渭裂谷带

0　引言

汾渭裂谷带位于中国华北的鄂尔多斯块体和华北平原块体之间， 南北分别为华南块体和阴山-燕山块体所限(张培震等， 2003)。裂谷带由以拉张为主的南、 北段和具右旋走滑的中段组成， 整体走向NNE， 呈S形展布(邓起东等， 2002； 图1)。裂谷带主要由2种走向的盆地及其间相对隆升的地垒组成： 其中1组盆地呈NEE向， 边界以拉张为主， 这类盆地在裂谷带从南到北分布有渭河盆地系 (包括渭河盆地、 灵宝盆地和运城盆地)、 太原盆地和大同盆地系 (包括浑源盆地和阳原盆地等)； 另1组盆地呈NNE向， 边界以右旋走滑为主， 如临汾盆地和忻定盆地等。这2种走向的盆地相间排列， 形成相邻NEE向盆地间以NNE向盆地和地垒相连接的特征。为了叙述方便， 我们将由NNE向盆地和地垒构成的连接相邻NEE向盆地的盆地-地垒组合统称为连接区， 它包括相邻NEE向盆地的重叠部分以及其间的过渡区 (地垒)， 如 图1 所示。

图1　汾渭裂谷带的构造特征(改自邓起东等， 2002)Fig. 1　The tectonic setting of the Fen-Wei rift(modified from Deng Qi￣dong et al.， 2003).黑色空心圆圈表示历史强震震中， 旁边数字为发震的年份； 彩色实心圆圈代表不同深度的新生代沉积中心(苏宗正， 1988； 杨巍然等， 1995； 王乃樑等， 1996)； 左上插图为汾渭裂谷带周围的活动块体(改自张培震等， 2003)； 右侧插图为NEE向盆地(盆地系)间的连接区示意图

已有研究表明， 华北地区中生代末期的应力场主压应力方向为NW-SE， 主拉应力方向为NE-SW， 在此应力场作用下该地区出现NNE向的挤压构造带； 到了新生代后应力场的主压应力方向转为NE-SW， 主拉应力方向转为NW-SE， 使原先NNE向的挤压构造带发生裂陷并形成现今的汾渭裂谷带(邓起东等， 1973； 张文佑等， 1983； 刘光勋， 1985)。震源机制解资料显示， 现今汾渭裂谷带所处应力场的主拉应力轴方向为N20°～40°W， 主压应力轴方向为N50°～70°E， 且它们呈倾角<30°的近水平分布(图2)。这与地质资料显示的汾渭裂谷带南段及北段在晚新生代以来的拉张方向为N15°～40°W的结果(Zhangetal.， 1998)相吻合， 说明造成汾渭裂谷带现今变形特征的应力场与晚新生代以来主导其长期演化的应力场一致。

图2　汾渭裂谷带现今应力场Fig. 2　The present-day regional stress field of the Fen-Wei rift derived from focal mechanism solution.共2,327个震源机制解数据(赵理等， 1992； 徐建德， 1992； 王卫东， 2002； 王凯英等， 2012， International SeismologicalCentre， 2012)； 底图高程数据来自CIAT-CSISRTM网站(Jarvis et al.， 2008)； 插图为主应力轴方位角及倾角统计

已有3类实验对汾渭裂谷带的形成机制进行了解释： 基于泥饼实验提出的块体剪切拉张模型认为鄂尔多斯块体和华北平原块体之间形成于中生代的锯齿状挤压断裂带， 在新生代的NW-SE向拉张作用下形成汾渭裂谷带中NEE向拉张段与NNE向剪切段相间排列的特征(张文佑等， 1975， 1977)。徐锡伟(1990)通过黏土实验揭示， 在基底剪切作用下， 剪切带端部盖层增厚是其张性区发育完善的必要条件， 并认为山西裂谷带(汾渭裂谷带中除渭河、 灵宝2盆地以外的部分)南、 北张性区源于中段右旋剪切产生的末端张性扩展。由此结合山西裂谷带构造特征提出的块体旋转模型认为华北平原块体相对于鄂尔多斯块体的逆时针旋转运动是造成山西裂谷带中段出现右旋剪切的原因(Xuetal.， 1992， 1993)。地壳流变横向不均匀模型认为先存地壳软弱带在地形重力作用下导致山西裂谷带的拉张(Heetal.， 2003， 2004)。这3类模型都在一定程度上解释了汾渭裂谷带的构造特征。

汾渭裂谷带的分段性及各段的差异表明： 1)虽然各段都存在NEE向盆地， 但这些盆地间的连接区在南段与北段小， 而在中段大。如图1 所示， 南段的渭河盆地、 灵宝盆地和运城盆地几乎呈平行排列的连接分布， 连接区很小； 组成北段大同盆地的阳原盆地和浑源盆地连接区也较小； 而中段的太原盆地南、 北端连接区很大， 分别包含了临汾盆地和忻定盆地。2)从各盆地新生代的沉积年龄来看， 汾渭裂谷带各段开始裂陷的时间不一样， 其南段的渭河盆地及灵宝盆地在始新世开始裂陷， 运城盆地在中新世开始裂陷； 北段于渐新世开始裂陷， 而中段在上新世才开始形成(苏宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。3)忻定盆地东端平行于裂谷带北段向NEE延伸、 西端转向SSW延伸， 而临汾盆地与忻定盆地呈近似反对称的展布， 即临汾盆地西端沿平行于裂谷带南段向SWW延伸， 东端转向NNE延伸(图1)。但是这些差异均无法用以上3类模型来解释， 原因可能在于这些模型忽略了汾渭裂谷带的分段性对NEE向盆地及其连接区演化的控制作用。另外， 已有模型均没有对裂谷带表面变形场的时空演化过程进行定量分析， 因而对裂谷带内不同部位盆地演化的机制缺乏足够的认识。

相邻块体的剪切拉张运动使其边界出现裂陷的作用常被用来解释大陆裂谷的形成机制。已有研究(Withjacketal.， 1986； Tronetal.， 1991； Smithetal.， 1992； McClayetal.， 1995， 2002； Cliftonetal.， 2000； Corti， 2008， 2012； Agostinietal.， 2009； Brune， 2014)指出， 裂谷的构造格局和变形特征受控于偏斜角(裂谷带两侧块体的相对运动方向与裂谷带走向之间的夹角)。因此， 在主拉应力方向为NW-SE、 主压应力方向为NE-SW的作用下， 引起汾渭裂谷带各段变形演化出现差异的原因很可能是各段偏斜角的差异。以下我们利用黏土模拟实验探讨不同偏斜角组合下分段的剪切拉张作用是否能解释汾渭裂谷带的分段变形特征， 并利用数字图像相关方法对样品表面变形场的时空演化过程进行定量分析， 以揭示裂谷带不同部位盆地的变形演化机制。

1　实验设计及数据处理方法

1.1实验设计

实验模拟材料为产自俄罗斯伊尔库兹克的湿黏土， 其中粒径<0.05mm的颗粒占总质量的76.6%， 其他物理参数见表1。设备由上、 下2块厚约1mm的底板组成， 黏土置于底板上， 底板由表面粘1层塑料网的铁片组成(图3d)， 以阻碍底板与黏土在加载过程中相脱离。上底板剪去1个近似鄂尔多斯块体形状的多边形， 其边缘(图3b中的红色折线)与汾渭裂谷带轴线(图1)呈几何相似， 包括南、 中和北段， 依次用SS、 SC和SN表示(图3b)， 它们根据汾渭裂谷带中各盆地新生代沉积中心的拟合线(图1)按 1︰2,000,000的比例缩小得到。上底板长边两侧各镶25mm高的木条以避免黏土从底板上流出。黏土厚度为25mm， 均匀地覆盖在2底板上(图3a， c)， 其中下底板被黏土覆盖的部分模拟鄂尔多斯块体， 上底板被黏土覆盖的部分主要模拟华北平原块体、 以及阴山-燕山块体和华南块体各自靠近汾渭裂谷带部分。实验前黏土上表面喷上黑斑点， 以提高利用数字图像相关方法分析其变形场时的计算精度。

表1　模型参数相似比

Table1　Similarity coefficients of the model parameters

参数模型值自然值相似比黏滞系数(η)103Pa·s1021Pa·s1018密度(ρ)1.5×103kg/m32.7×103kg/m31.8重力加速度(g)9.8m/s29.8m/s21.0长度(L)0.27m5.4×105m2.0×106时间(t)2.4×103s7.8×1014s3.25×1011剪切强度(τ)47Pa1.7×108Pa3.62×106

图3　实验设计Fig. 3　Experimental design.

实验中裂谷带两侧块体的拉张方向(表现为上、 下底板之间的相对运动方向； 图3b)为N24°W， 这与汾渭裂谷带现今及晚新生代以来的应力场相符。拉张方向与裂谷带南、 中、 北段的夹角(偏斜角)依次为90°、 45°和81°， 即南段为纯拉张， 而中段和北段为右旋剪切拉张。

实验近似符合以下相似理论(Gzovskii， 1975； Sherman， 1984)：

(1)

式(1)中， Cη、 Cρ、 Cg、 CL、 Ct和Cτ分别表示黏滞系数、 密度、 重力加速度、 长度、 时间和剪切强度的相似比。根据式(1)， 通过调整模型参数， 得到表1所示的参数值。

样品在俄罗斯科学院西伯利亚分院地壳研究所构造物理实验室的 “断层构造模拟实验台”(Bornyakovetal.， 2008)上进行加载。上、 下底板相对运动速率为0.5mm/min， 相当于实际上南、 北和中段的拉张速率分别为 1.6mm/a， 1.58mm/a和 1.13mm/a， 这与地质方法得到的南段和中段在晚上新世到第四纪期间的拉张速率分别为 1.6mm/a 和 0.5mm/a的结果(Zhangetal.， 1998)相比， 中段的拉张速率偏高， 但作为定性模型， 各裂谷段的相对拉张量符合南、 北段大， 中段小的特征。采用德国Basler AG公司制造的型号为A641f的数字摄相机以1帧/s的速度摄录样品表面变形过程的图像。

需要指出的是， 尽管实验近似符合一定的相似理论条件(式(1))， 但它并非完全的相似模型， 它只是对汾渭裂谷带演化过程的定性模拟。比如， 实验并未考虑垂直向应力对裂谷的影响， 野外和实验研究揭示的先存断层系统对裂谷变形的影响(邓起东等， 1973； 刘光勋， 1985； Bellahsenetal.， 2005)也并不在实验模拟范围内。

1.2数据处理方法

样品变形图像通过以下方法进行处理： 1)用Sobel算子(Gonzalezetal.， 2010)检测裂纹边缘， 并识别裂纹； 2)分别沿平行和垂直于底板相对运动的方向计算裂纹的宽度和长度； 3)利用数字图像相关方法计算样品表面的位移场及主应变场； 4)综合分析裂纹几何、 位移和主应变场， 得到各裂纹演化过程中的详细变形特征。

数字图像相关方法是20世纪80年代发展起来的非接触式光学测量方法(Yamaguchi， 1981； Petersetal.， 1982； Suttonetal.， 1983)， 具有面场观测和高分辨率的优点， 实验中常用它来测量样品变形场(Bonsetal.， 1995； 马少鹏等， 2005， 2008； Bornertetal.， 2010； Dautriatetal.， 2011； Hedanetal.， 2012； 卓燕群等， 2013)。因此， 利用相机在实验过程中连续采集的图像并结合数字图像相关方法对样品表面变形场进行定量分析， 对认识样品不同部位的变形特征及机制具有重要的作用。对于样品变形过程中的2幅图像， 以1幅作为参考帧， 另1幅作为变形帧。变形帧相对于参考帧的变形量通过数字图像相关方法进行计算， 即通过模式匹配的方式寻找参考帧中的任1点A在变形帧中的对应点来实现(卓燕群等， 2013)： 1)在参考帧中以点A为中心选取若干个点组成1个模板矩阵Tr(在我们的实验中， Tr大小为19像素×19像素)； 2)在变形帧中建立大小和位置与Tr相同的另1模板矩阵Td； 3)根据对样品变形的假设调整Td的形状(本实验中假设样品材料为连续介质)； 4)在一定的范围内移动Td并计算其在不同位置与Tr之间的相关系数(Td的移动范围可以通过估计参考帧与变形帧之间的位移得到)； 5)当Td与Tr的相关系数最大时， Td的中心即为点A在变形帧中的位置的最佳匹配。通过以上方法找到参考帧中各点变形后在变形帧中的位置， 便可以计算出这2帧之间样品上各点的位移场， 从而计算出变形场。

2　实验结果

2.1偏斜角对裂纹分布格局的影响

图4a—c分别为实验过程中加载至1,576s、 1,800s和2,400s时黏土层上裂纹的分布。所有裂纹走向均为NEE向(南段为N66°E， 中段为N46°～56°E， 北段为N57°～67°E)， 与裂谷带两侧块体的相对运动方向(N24°W)接近垂直。裂纹形成格局受偏斜角控制： 偏斜角越大， 裂谷段越先形成裂纹， 裂纹越先出现连通(南段只有1条裂纹， 即一开始就是连通的， 然后北段的裂纹出现连通， 最后是中段的裂纹出现连通)， 且裂纹连通前相邻裂纹的连接区越小。

图4　偏斜角对裂纹形成格局的影响Fig.4　The influence of the obliquity angle on the architecture of the fractures.a—c分别为实验过程中加载至1,576s、 1,800s和2,400s时黏土层上裂纹的分布， d—g分别为各红色箭头所连接的红色矩形框的放大图； 图像中每个像素对应的样品实际长度为0.5mm； 白色虚折线为基底边界； 白色虚线方框面积为30.6cm×30.6cm，是以下进行变形场分析的区域； b1—b10为从北到南各裂纹的编号

2.2裂纹的独立扩展和相互作用

图5 为1,560s至2,400s之间每隔60s各裂纹的宽度和长度的演化过程。因各裂纹总体走向与底板相对运动方向接近垂直， 故采用以下方法测量裂纹的长度与宽度； 其中长度的测量方向垂直于底板相对运动方向， 而宽度的测量方向与底板相对运动方向平行(图5f)。由于沿长度方向上裂纹的宽度是变化的， 因此在长度方向每隔1个像素测量1次裂纹的宽度， 继而求得图5c与5e所示的各裂纹宽度平均值与标准差。各裂纹的平均宽度随时间呈近线性增长(图5c)， 但各裂纹的长度则随时间呈现出2个逐渐过渡的阶段(图5d)： 先是短暂而快速的伸长， 继而缓慢增长或保持不变。虽然各裂纹的长度扩展都经历了这2个阶段， 但是它们出现的时间不一样， 如图5d， 当裂纹b1和b10开始处于第2阶段的扩展时(如1,960s时)， 其他裂纹还处于第1阶段的扩展， 甚至裂纹b7和b9还没有形成。图5e中各裂纹宽度标准差的统计显示裂纹宽度沿走向的分布在第1阶段处于较均匀的状态(此时宽度标准差处于最低值)， 而在第2阶段向越来越不均匀的状态发展(宽度标准差逐渐增大)。

图5　裂纹宽度和长度随时间的变化Fig. 5　The changes of the width and length of the fractures vs. time.a， b分别是加载至1,560s和2,400s时黏土层上裂纹的形状， 白色箭头是底板的相对运动方向， b1—b10分别是从北到南各裂纹的编号； c—e分别表示各裂纹的平均宽度、 长度及宽度标准差从1,560s到2,400s之间每隔60s的变化情况； f是裂纹长度与宽度的测量示意图

为了分析各裂纹在第2阶段的整体变形特征， 我们选取2,100s和2,400s两个时刻裂纹的空间分布进行对比分析。如图6 所示， 裂纹主体在拉张的同时出现顺时针旋转， 而裂纹尖端的扩展方向相对于裂纹主体出现逆时针偏转， 这使相邻裂纹之间逐渐出现连通。结合下面的分析， 我们将上述裂纹变形演化的第1和第2阶段分别称为裂纹的独立扩展阶段和裂纹的相互作用阶段。裂纹在这2个阶段的总体变形特征如图6 中的插图所示。

图6　裂纹变形特征Fig. 6　Deformation of fractures.b1—b10是裂纹编号； 黑色箭头代表底板相对运动方向； 黑色矩形框为图9a所示范围； 右下角的插图为裂纹变形2个阶段的示意图， 各阶段中裂纹从虚线形状向实线形状变化

裂纹周围的主应变场在裂纹变形的2个阶段具有明显的区别。以裂谷带北段连通后的裂纹b1和裂谷带中段的裂纹b6为例(图7)， 在独立扩展阶段， 裂纹主体部分主张应变值沿裂纹走向均匀分布， 主张应变方向垂直于裂纹走向， 而裂纹尖端的主张应变方向以尖端为中心呈弧形向裂纹尖端扩展的方向发散， 说明在独立扩展阶段各裂纹的变形以垂直于走向的拉张为主且相对独立。而在相互作用阶段， 应变沿裂纹周围的分布表现出不均匀的特征， 这也是造成裂纹宽度分布不均匀(图5e)并使相邻裂纹出现连接的原因。

图7　裂纹变形2阶段主应变场的差异Fig. 7　The difference of the principal strain field between the two deformation stages of the fractures.a， b分别是加载到1,720s和2,120s时裂纹b1的图像； e， f分别是加载至1,940s和2,400s时裂纹b6的图像； 白色大箭头代表底板的相对运动方向， 白色虚线代表底板边界； c、 d、 g、 h分别与a、 b、 e、 f对应，均为相对于各自的加载时刻前20s内裂纹周围的主应变增量场

图8　裂纹位移的张压分量与剪切分量随时间的变化Fig. 8　The evolution of strike-perpendicular and strike-parallel displacement components of each fracture vs. time.

由图7 可知， 裂纹在独立扩展阶段的变形以垂直于其走向的拉张为主， 而在相互作用阶段的变形比较复杂。为了揭示相互作用阶段裂纹总体的变形特征， 在所有裂纹都进入相互作用阶段后的2,300～2,360s时段内， 每隔5s沿各裂纹走向计算裂纹两侧边缘上的点的相对位移平均值， 得到各裂纹主体两侧边缘相对运动的张压位移分量和剪切位移分量。如图8 所示， 裂纹主体边界以拉张为主， 拉张量随时间呈近线性增长(这与图5c所示的结果是一致的)， 而剪切分量很小。这说明， 各裂纹主体在相互作用阶段的变形总体上也以垂直于其走向的拉张为主。

2.3裂纹连接区的变形特征

裂纹连接区由裂纹互相叠合部分和裂纹之间的过渡区组成(图9f)， 在裂纹变形的相互作用阶段， 连接区的变形是其相邻裂纹相互作用的结果。以裂纹b5和b6之间的连接区为例(图9a中的黑色虚线矩形框所示)， 裂纹连接区位移矢量场如图9b所示。其中位移水平分量场(图9c)显示， 裂纹过渡区的南、 北界具有左旋剪切的特征， 剪切速率为3.08μm/s； 位于裂纹过渡区东、 西侧的裂纹b5和b6尖端扩展路径分别具有0.39μm/s和0.16μm/s的拉张速率。位移垂直分量场(图9d)显示， 裂纹过渡区东、 西界具有右旋剪切运动， 剪切速率达7.28μm/s， 是其南、 北界左旋剪切速率的2.4倍； 而过渡区东、 西侧的裂纹b5和b6尖端扩展路径分别具有0.85μm/s和0.91μm/s的右旋剪切速率， 分别是其拉张速率的2.2倍和5.7倍。因此， 裂纹过渡区的变形主要以东、 西两侧的右旋剪切为主， 以南、 北两侧的左旋剪切为辅， 而裂纹尖端扩展路径形成NNE向的以右旋剪切为主兼拉张的裂纹。图9e显示， 因调节裂纹的变形， 过渡区中主压应变方向约为N33°E， 主拉应变方向约为N57°W， 且主拉应变值大于主压应变值， 使过渡区拉张减薄， 并形成地垒构造。裂纹及连接区的以上变形特征示意于图9f。

图9　裂纹连接区的变形特征Fig. 9　Deformation field of fracture linking zone.a裂纹b5和b6分别在2,100s和2,400s时的形态， 同图6， 黑色虚线框部分为裂纹b5和b6的连接区， 也是b—f显示的范围； b、 c、 d和e分别为裂纹b5和b6连接区在2,370s相对于前30s的位移矢量增量场、 水平向位移增量场(向右位移为正)、 垂直向位移增量场(向上位移为正)和主应变增量场； c中白色大箭头及数字代表裂纹过渡区南、 北界的左旋剪切运动及速率， 黑色虚线为裂纹尖端的扩展路径， 其两侧的黑色小箭头及数字代表裂纹扩展路径的拉张方向及速率； d中白色大箭头及数字代表裂纹过渡区东、 西界的右旋剪切运动及速率， 白色虚线为裂纹尖端的扩展路径， 其两侧的白色小箭头及数字代表裂纹扩展路径的右旋剪切运动及速率； f为裂纹b5和b6连接区的变形示意图， 环形箭头表示裂纹主体旋转方向； b—f中的灰色区域代表裂纹b5和b6

3　讨论

3.1裂谷段相互作用对盆地变形的影响

图1 显示， 大同盆地和忻定盆地中2个NEE向次级凹陷的SW端被叠加NNE向次级凹陷， 而这2个NEE向次级凹陷的NE端未见形成NNE断裂贯通的现象， 这一现象与图6 所示的在裂纹相互作用阶段裂纹尖端的扩展方向相对于裂纹主体出现逆时针偏转是不同的。为了分析产生这一现象的原因， 我们以加载到9,200s时的图像(图10)为例进行说明。我们认为该现象与大同盆地和忻定盆地(特别是忻定盆地)处于汾渭裂谷带的中段与北段的连接处有关， 可能是这2个裂谷段相互作用的结果。实验中， 中段的偏斜角为45°(剪切分量与拉张分量相等)， 而北段的偏斜角是81°(以拉张为主导)， 在底板右旋剪切拉张作用下， 中段中间的裂纹2尖端扩展出现逆时针旋转(如图6 中的插图)， 而北段贯通后的裂纹尖端在早期也以平行于北段走向的方向呈直线扩展。中、 北段的相互作用体现在裂纹出现或扩展到这2段相互靠近的部位(我们称之为中、 北段相互作用区)， 即北段裂纹b1的西端(此处靠近中段)和中段裂纹b2的东端(此处靠近北段)。裂纹b2东端的扩展因为受北段以拉张为主导的变形的影响并没有出现逆时针旋转， 而是平行于北段向NEE扩展； 而裂纹b1西端扩展因为受中段右旋剪切变形的影响而出现逆时针旋转。也即中段与北段相互作用的结果是使中段裂纹靠近中、 北段相互作用区的部位出现北段裂纹的变形特征， 而使北段裂纹靠近中、 北段相互作用区的部位出现中段裂纹的变形特征。因此， 裂纹b1与b2形成大写英文字母 “F”状的排列(图10b)， 这与忻定盆地的形状(图1)是非常相似的。值得注意的是， 类似的情况亦发生在裂谷带的中、 南段相互作用区中， 由于中、 南段相互作用区与中、 北段相互作用区具有近似反对称的结构， 这造成裂纹b10与b9的排列刚好是 “F”旋转180°后的形状(图10c)， 并与临汾盆地南部平行于渭河盆地系向SWW延伸、 运城盆地东端向NNE延伸的特征(图1)相似。

因此， 在不受裂谷段相互作用影响的条件下， 裂纹依照图6 所示的2个阶段进行演化。而裂纹扩展到相邻裂谷段相互作用区后， 裂纹变形就受到相邻裂谷段的影响而偏离图6 所示的演化特征， 并出现图10b和10c所示的变形特征。

图10　加载至9 200s时黏土层上裂纹的形态Fig. 10　Deformation of fractures on the clay layer at 9 200s.a是加载至9 200s时黏土层上裂纹的形状， 白色箭头是基底上、 下底板的相对运动方向， b1—b10分别是从北到南各裂纹的编号， 其中b5-6是图4c中裂纹b5和b6连通后的裂纹编号； b和c分别是橙色矩形框的放大图

3.2实验结果与汾渭裂谷带其他构造特征对比

实验中各裂谷段的偏斜角均≥45°， 生成的NEE向裂纹主体边界以拉张为主， 这与已有的实验研究和理论分析(Withjacketal.， 1986； Tronetal.， 1991； Smithetal.， 1992)得到的偏斜角大于某一角度(30°或45°)时裂谷带将出现正断层或张裂纹的结果相似， 也符合汾渭裂谷带NEE向盆地边界断层以正断倾滑为主的特征。

实验中裂纹在各裂谷段出现的顺序依次是先南段、 再北段、 后中段。这符合汾渭裂谷带各段盆地的形成顺序(苏宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。说明偏斜角越大的裂谷段， 盆地越先形成。

实验中裂谷带南段只形成1条NEE向裂纹， 说明该段连接区大小为0， 北段各NEE向裂纹在连通前的连接区小， 而中段各NEE向裂纹的连接区大， 这符合汾渭裂谷带中NEE向盆地间连接区规模从南、 北到中段依次递增的特征(图1)。说明裂谷段的偏斜角越大， 盆地连接区越小。

实验中NEE向裂纹在基底的右旋剪切拉张运动下出现顺时针旋转。新生代玄武岩样品古地磁学的研究显示汾渭裂谷带北段大同盆地内次级块体自渐新世以来亦存在顺时针旋转(Liuetal.， 1983； 徐锡伟等， 1994)。虽然在汾渭裂谷带中、 南段还缺少新生代玄武岩古地磁学的研究， 但这说明实验结果得到了汾渭裂谷带北段变形特征的支持。

实验中NEE向裂纹之间的连接区形成NNE向的裂纹与地垒组成的构造， 这与汾渭裂谷带NEE向盆地间连接区的构造(图1)相似， 其中最突出的当属中段包含忻定盆地和临汾盆地的2个连接区。

实验中裂纹过渡区的地垒构造南、 北界具有左旋剪切特征， 东、 西侧具有右旋剪切特征， 这与灵石地垒和石岭关地垒的构造特征(Xuetal.， 1992， 1993； 安卫平等， 1995； 王乃樑等， 1996)相似。

实验中NEE向裂纹尖端扩展形成NNE向右旋剪切裂纹， 而NNE向右旋剪切裂纹与汾渭裂谷带中具有右旋走滑性质的NNE向盆地(图1)相似。实验结果说明， 在不考虑先存构造影响的条件下， 汾渭裂谷带中连接区的NNE向盆地可能由NEE向盆地末端扩展而成， 如临汾盆地NNE段可能由其南侧的NEE段和运城盆地末端扩展而成， 忻定盆地NNE段可能由其北侧的NEE段和大同盆地扩展而成。支持这一推测的证据有： 临汾盆地和忻定盆地NNE段新生代沉积层分别比运城盆地和大同盆地新(苏宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。

由以上实验结果与汾渭裂谷带主要构造特征之间的对比可知， 分段剪切拉张模型能解释汾渭裂谷带的主要构造变形特征。相对于以往的模拟实验， 本实验具有以下的优点： 1)通过揭示不同偏斜角对裂纹变形演化的影响还原了汾渭裂谷带各段盆地构造在空间展布和形成时间顺序上的主要差异； 2)从相邻裂谷段之间的相互作用解释了忻定盆地与临汾盆地所呈现的特殊构造； 3)最重要的是实验通过对模型表面变形场时空演化的定量分析揭示了偏斜角差异对不同裂谷段盆地演化机制的影响。

但需要指出的是， 以上实验结果只是定性地符合汾渭裂谷带的主要构造特征， 而并非还原整个汾渭裂谷带。另外， 实验还存在以下不足之处： 模型相似参数的设定还不够合理， 各段的偏斜角设计可能还不够准确， 忽略了先存构造的影响， 无法考虑其他次要因素的影响等。其中， 实验模型与实际最大的差别体现在裂谷带的南段与北段。实验中南段只有1条裂纹， 而北段裂纹虽然在初期具有雁行排列的特征， 但很快就贯通成1条裂纹。实际上南段是由3个盆地组成的， 盆地之间还有次级地垒相隔， 而北段则具有复杂的盆-岭构造， 但这些构造现象均没能在实验中模拟出来。出现这一问题的主要原因是模型的设计忽略了汾渭裂谷带在新生代出现裂谷作用之前的先存构造， 这些先存构造在进一步的模拟中是应该被考虑的边界条件。

4　结论

本文从已有实验模型无法解释的汾渭裂谷带分段构造特征的差异出发， 利用黏土实验模拟在基底的分段右旋剪切拉张作用下上覆黏土盖层的裂陷过程， 并对黏土盖层表面的变形场时空演化进行了定量分析， 实验结果表明：

(1)偏斜角(裂谷带两侧块体的相对运动方向与裂谷带走向之间的夹角)的差异是引起裂谷带各段出现演化差异的重要原因。具体表现为： 裂谷段的偏斜角越大， 则裂纹形成越早， 裂纹之间的连接区越小， 且裂纹连通越早。

(2)裂谷带各段的NEE向张裂纹经历了独立扩展和相互作用2个逐渐过渡的变形阶段， 在相互作用阶段相邻NEE向裂纹趋向连接， 这是产生具有右旋剪切拉张的NNE向连接区的原因。

(3)相邻裂谷段的相互作用使其附近裂纹变形受该相邻裂谷段活动的共同影响， 并引起裂纹不同部位的变形出现差异。

根据实验结果与汾渭裂谷带现今主要构造特征的对比， 我们认为汾渭裂谷带各段的构造差异主要来源于各段偏斜角的差异。其中盆地形成的时间顺序先南段、 再北段、 后中段的特征， 以及NEE向盆地连接区在南段小、 北段次之、 中段大的特征可用偏斜角从南、 北段， 到中段递减来解释； 具有右旋剪切拉张性质的NNE向连接区可能是相邻NEE向盆地相互作用的结果； 而忻定盆地与临汾盆地的独特构造特征可能分别是裂谷带中、 北段相互作用和中、 南段相互作用所致。

致谢感谢2位审稿专家的建议!刁桂苓研究员提供了2,322个震源机制解数据及精定位结果， 马少鹏教授提供了图像采集软件， 汲云涛博士提供了数字图像相关方法计算软件； 刘培洵副研究员提供了有益的建议； 本实验在俄罗斯科学院西伯利亚分院地壳研究所构造物理实验室完成： 在此一并致谢!

安卫平， 苏宗正， 程新原. 1995. 临汾盆地的横向断裂 [J]. 山西地震， (3-4): 68—77.

AN Wei-ping， SU Zong-zheng， CHENG Xin-yuan. 1995. Lateral fractures in Linfen Basin [J]. Earthquake Research in Shanxi， (3-4): 68—77(in Chinese).

邓起东， 王克鲁， 汪一鹏， 等. 1973. 山西隆起区断陷地震带地震地质条件及地震发展趋势概述 [J]. 地质科学， (1): 37— 47.

DENG Qi-dong， WANG Ke-lu， WANG Yi-peng，etal. 1973. Overview of the seismogeology and seismicity trend in the graben earthquake zone within Shanxi highland [J]. Scientia Geologica Sinica， (1): 37— 47(in Chinese).

邓起东， 张培震， 冉勇康， 等. 2002. 中国活动构造基本特征 [J]. 中国科学(D辑)， 32(12): 1020—1032.

DENG Qi-dong， ZHANG Pei-zhen， RAN Yong-kang，etal. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China [J]. Science in China(Ser D)， 46(4): 356—372.

刘光勋. 1985. 汾渭地堑边缘挤压构造带及其地质意义 [C]∥构造地质论丛(第4集). 北京： 地质出版社. 61—70.

LIU Guang-xun. 1985. Compressional tectonic zones on the Linfen-Weihe graben margin and its geological significance [C]∥Collection on Structural Geology(4). Geological Publishing House， Beijing. 61—70(in Chinese).

马少鹏， 潘一山， 王来贵， 等. 2005. 数字散斑相关方法用于岩石结构破坏过程观测 [J]. 辽宁工程技术大学学报， 24(1): 51—53.

MA Shao-peng， PAN Yi-shan， WANG Lai-gui，etal. 2005. Observation of failure procedure of rock structure using digital speckle correlation method [J]. Journal of Liaoning Technical University， 24(1): 51—53(in Chinese).

马少鹏， 周辉. 2008. 岩石破坏过程中试件表面应变场演化特征研究 [J]. 岩石力学与工程学报， 27(8): 1667—1673.

MA Shao-peng， ZHOU Hui. 2008. Surface strain field evolution of rock specimen during failure process [J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering， 27(8): 1667—1673(in Chinese).

苏宗正. 1988. 山西断陷带第四纪活动特征 [M]∥国家地震局“鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组编. 鄂尔多斯周缘活动断裂系. 北京: 地震出版社. 77—142.

SU Zong-zheng. 1988. Characteristics of Quaternary movement of Shanxi down-faulted basin belt [M]∥The Research Group on “Active Fault System around Ordos Massif” of State Seismological Bureau(ed). Active Fault System around Ordos Massif. Seismological Press， Beijing. 77—142(in Chinese).

王凯英， 马瑾， 刁桂苓， 等. 2012. 2001年昆仑山口西地震前后山西构造带的应力状态变化 [J]. 地震地质， 34(4): 597— 605. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2012.04.006.

WANG Kai-ying， MA Jin， DIAO Gui-ling，etal. 2012. Stress change of Shanxi tectonic belt related to the 2001MS8.1 Kunlun earthquake [J]. Seismology and Geology， 34(4): 597— 605(in Chinese).

王乃樑， 杨景春， 夏正楷， 等. 1996. 山西地堑系新生代沉积与构造地貌 [M]. 北京: 科学出版社. 1—333.

WANG Nai-liang， YANG Jing-chun， XIA Zheng-kai，etal. 1996. Cenozoic Sedimentary and Structural Morphology in Shanxi Graben System [M]. Science Press， Beijing. 1—333(in Chinese).

王卫东. 2002. 泾阳MS4.8地震的发震构造与破裂特征 [J]. 地震学报， 24(5): 552—555.

WANG Wei-dong. 2002. Seismogenic structure and rupture characteristics of theMS4.8 Jingyang earthquake [J]. Acta Seismologica Sinica， 24(5): 552—555(in Chinese).

邢作云， 赵斌， 涂美义， 等. 2005. 汾渭裂谷带与造山带耦合关系及其形成机制研究 [J]. 地学前缘， 12(2): 247—262.

XING Zuo-yun， ZHAO Bin， TU Mei-yi，etal. 2005. The formation of the Fenwei rift valley [J]. Earth Science Frontiers， 12(2): 247—262(in Chinese).

徐建德. 1992. 1989年大同-阳高6.1级震群破裂方向讨论 [J]. 华北地震科学， 10(2): 50—57.

XU Jian-de. 1992. A discussion on the fracture direction of the Datong-YanggaoM6.1 earthquake group occurred in 1989 [J]. North China Earthquake Sciences， 10(2): 50—57(in Chinese).

徐锡伟. 1990. 剪切带尾端张性区构造扩展的模拟实验及其地震危险性分析 [J]. 华北地震科学， 8(8): 10—16.

XU Xi-wei. 1990. The soil simulated experiments of the structural development in tensile areas at the terminations of a shear zone and its earthquake risks analysis [J]. North China Earthquake Sciences， 8(8): 10—16(in Chinese).

徐锡伟， 程国良， 马杏垣， 等. 1994. 华北及其邻区块体转动模式和动力来源 [J]. 地球科学： 中国地质大学学报， 19(2): 129—138.

XU Xi-wei， CHENG Guo-liang， MA Xing-yuan，etal. 1994. Rotation model and dynamics of blocks in North China and its adjacent areas [J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences， 19(2): 129—138(in Chinese).

杨巍然， 孙继源， 纪克诚， 等. 1995. 大陆裂谷对比 [M]. 武汉: 中国地质大学出版社. 1—51.

YANG Wei-ran， SUN Ji-yuan， JI Ke-cheng，etal. 1995. Comparison for Continental Rifts: Analysis of the Fenwei and Baikal Rift Systems [M]. China University of Geosciences Press， Wuhan. 1—51(in Chinese).

张培震， 邓起东， 张国民， 等. 2003. 中国大陆的强震活动与活动地块 [J]. 中国科学(D辑)， 33(增刊): 12—20.

ZHANG Pei-zhen， DENG Qi-dong， ZHANG Guo-min，etal. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China [J]. Science in China(Series D)， 46(suppl): 13—24.

张文佑， 张抗， 赵永贵， 等. 1983. 华北断块区中、 新生代地质构造特征及岩石圈动力学模型 [J]. 地质学报， (1): 33— 42.

ZHANG Wen-you， ZHANG Kang， ZHAO Yong-gui，etal. 1983. The Mesozoic and Cenozoic geotectonic characteristics and dynamical model of the lithosphere in North China fault block region [J]. Acta Geologica Sinica， (1): 33— 42(in Chinese).

张文佑， 钟嘉猷. 1977. 中国断裂构造体系的发展 [J]. 地质科学， 197—209.

ZHANG Wen-you， ZHONG Jia-you. 1977. On the developments of fracture systems in China [J]. Scientia Geologica Sinica， 197—209(in Chinese).

张文佑， 钟嘉猷， 叶洪， 等. 1975. 初论断裂的形成和发展及其与地震的关系 [J]. 地质学报， 17—27.

ZHANG Wen-you， ZHONG Jia-you， YE Hong，etal. 1975. Preliminary note on the origin and development of rock-fracture and its bearing on earthquakes [J]. Acta Geologica Sinica， 17—27(in Chinese).

赵理， 李志坚， 郑斯华. 1992. 1989年10月大同地震的震源机制 [J]. 地震学报， 14(2): 251—254.

ZHAO Li， LI Zhi-jian， ZHENG Si-hua. 1992. The focal mechanism solution of Datong earthquake in October 1989 [J]. Acta Seismologica Sinica， 14(2): 251—254(in Chinese).

卓燕群， 郭彥双， 汲云涛， 等. 2013. 平直走滑断层亚失稳状态的位移协同化特征： 基于数字图像相关方法的实验研究 [J]. 中国科学(D辑)， 43(10): 1643—1650.

ZHUO Yan-qun， GUO Yan-shuang， JI Yun-tao，etal. 2013. Slip synergism of planar strike-slip fault during meta-instable state: Experimental research based on digital image correlation analysis [J]. Science China(Ser D)， 56(11): 1881—1887.

Agostini A， Corti G， Zeoli A，etal. 2009. Evolution， pattern， and partitioning of deformation during oblique continental rifting: Inferences from lithospheric-scale centrifuge models [J]. Geochemistry， Geophysics， Geosystems， 10(11): Q11015.

Bellahsen N， Daniel J M. 2005. Fault reactivation control on normal fault growth: An experimental study [J]. Journal of Structural Geology， 27: 769—780.

Bons P D， Jessell M W. 1995. Strain analysis in deformation experiments with pattern matching or a stereoscope [J]. Journal of Structural Geology， 17(6): 917—921.

Bornert M， Valès F， Gharbi H，etal. 2010. Multiscale full-field strain measurements for micromechanical investigations of the hydromechanical behaviour of clayey rocks [J]. Strain， 46(1): 33— 46.

Bornyakov S A， Truskov V A， Cheremnykh A V. 2008. Dissipative structures in fault zones and their diagnostic criteria(from physical modeling data)[J]. Russian Geology and Geophysics， 49: 1— 6.

Brune S. 2014. Evolution of stress and fault patterns in oblique rift systems: 3-D numerical lithospheric-scale experiments from rift to breakup [J]. Geochemistry， Geophysics， Geosystems， 15(8): 3392—3415.

Clifton A E， Schlische R W， Withjack M O，etal. 2000. Influence of rift obliquity on fault-population systematics: Results of experimental clay models [J]. Journal of Structural Geology， 22: 1491—1509.

Corti G. 2008. Control of rift obliquity on the evolution and segmentation of the main Ethiopian rift [J]. Nature Geoscience， 1: 258—262.

Corti G. 2012. Evolution and characteristics of continental rifting: Analog modeling-inspired view and comparison with examples from the East African Rift System [J]. Tectonophysics， 522—523: 1—33.

Dautriat J， Bornert M， Gland N，etal. 2011. Localized deformation induced by heterogeneities in porous carbonate analyzed by multi-scale digital image correlation [J]. Tectonophysics， 53: 100—116.

Gonzalez R C， Woods R E. 2010. Digital Image Processing， third ed [M]. Publishing House of Electronics Industry， Beijing. 649—927.

Gzovskii M V. 1975. Fundamentals of Tectonophysics [M]. Nauka， Moscow(in Russian).

He J， Cai D， Li Y，etal. 2004. Active extension of the Shanxi rift， North China: Does it result from anticlockwise block rotations？ [J]. Terra Nova， 16: 38— 42.

He J， Liu M， Li Y. 2003. Is the Shanxi rift of northern China extending？ [J]. Geophysical Research Letters， 30， 2213.

Hedan S， Cosenza P， Valle V，etal. 2012. Investigation of the damage induced by desiccation and heating of Tournemire argillite using digital image correlation [J]. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences， 51: 64—75.

International Seismological Centre. 2013. On-line Bulletin[EB/OL]. http: ∥www.isc.ac.uk， Internatl. Seis. Cent.， Thatcham， United Kingdom.

Jarvis A， Reuter H I， Nelson A，etal. 2008. Hole-filled seamless SRTM data V4. International Centre for Tropical Agriculture(CIAT)[R/OL]. available from http: ∥srtm.csi.cgiar.org.

Liu C， Kazuaki M， Sadao S. 1983. Palaeomagnetic study of some late Cenozoic basalt group from Dadong region， Shanxi Province [J]. Scientia Sinica(Ser B)， XXVI(2): 196—204.

McClay K R， Dooley T， Whitehouse P，etal. 2002. 4￣D evolution of rift systems: Insights from scaled physical models [J]. AAPG Bulletin， 86(6): 935—960.

McClay K R， White M J. 1995. Analogue modeling of orthogonal and oblique rifting [J]. Marine and Petroleum Geology， 12: 137—151.

Peters W H， Ranson W F. 1982. Digital imaging techniques in experimental stress analysis [J]. Optical Engineering， 21(3): 427— 431.

Sherman S I. 1984. Physical experiment in tectonics and theory of similarity [J]. Geologiyai Geofizika(Soviet Geology and Geophysics)， 25(3): 8—18(6—15).

Smith J V， Durney D W. 1992. Experimental formation of brittle structural assemblages in oblique divergence [J]. Tectonophysics， 216: 235—253.

Sutton M A， Wolters W J， Peters W H，etal. 1983. Determination of displacements using an improved digital correlation method [J]. Image and Vision Computing， 1(3): 133—139.

Tron V， Brun J P. 1991. Experiments on oblique rifting in brittle-ductile systems [J]. Tectonophysics， 188: 71—84.

Withjack M O， Jamison W R. 1986. Deformation produced by oblique rifting [J]. Tectonophysics， 126: 99—124.

Xu X， Ma X. 1992. Geodynamics of the Shanxi rift system， China [J]. Tectonophysics， 28: 325—340.

Xu X， Ma X， Deng Q. 1993. Neotectonic activity along the Shanxi rift system， China [J]. Tectonophysics， 219: 305—325.

Yamaguchi I. 1981. A laser-speckle strain gauge [J]. Journal of Physics E: Scientific Instruments， 14(11): 1270—1273.

Zhang Y Q， Mercier J L， Vergely P. 1998. Extension in the graben systems around the Ordos(China)， and its contribution to the extrusion tectonics of South China with respect to Gobi-Mongolia [J]. Tectonophysics， 285: 41—75.

Abstract

The Fen-Wei rift is composed of a series of Cenozoic graben basins， which extends in an S-shape and strikes mainly NNE. Two distinct types of basins are defined in the Fen-Wei rift. The NEE-striking basins(or basin system)are bounded by active faults of mainly normal slip while the NNE-striking basins are characterized by their dextral strike-slip boundary faults. The adjacent NEE￣striking basins(or basin systems)are linked by the arrangement of NNE￣striking basins and horsts that is called the linking zone in this study. The segmentation of the Fen-Wei rift shows that the geometry and the activity of different rift segments are varied. The southern and northern rift segments strike NEE and are characterized by tensile movement while the central rift segment strikes NNE with transtensional motion. Previous field surveys show that the ages of the Cenozoic basins in the Fen-Wei rift are old in the southern rift segment， medium in the northern rift segment， and young in the central rift segment. The sizes of linking zones are large in the central rift segment， medium in the northern rift segment， and small in the southern rift segment. In addition， the east tip of Xinding Basin propagates towards NEE along the northern rift segment and the west tip of the basin grows towards NNE， while the shape of Linfen Basin is almost antisymmetric with respect to the Xinding Basin. However， the previous laboratory or numerical simulations cannot explain these features because they didn’t pay enough attention to the control of the rift segmentation on the evolution of NEE-striking basins and their linking zones. In this study， based on the previous field studies， we study the fracture process of a clay layer under the segmented dextral transtension of the basement. The spatiotemporal evolution of the deformation field of the clay layer is quantitatively analyzed via a digital image correlation method. The experiment reproduced the main architecture of the Fen-Wei rift. The results show that: (1)The chronological order of basin initiation and the different sizes of linking zones in deferent rift segments are caused by the different obliquity angles(the angle between the rift trend and the displacement direction between the opposite sides of the rift)among the southern， northern and central rift segments.(2)The interaction between adjacent NEE￣striking basins leads to the formation of NNE￣striking linking zones.(3)The interaction between adjacent rift segments may cause the special distribution of Xinding and Linfen Basins. Thus， we propose that the differences of the Fen-Wei rift segments are mainly controlled by the different obliquity angles. The lack of considering the influences of pre-exiting structures leads to the limited simulation of the details within the southern and northern segments of the Fen-Wei rift. Further studies may improve the model if this is taken into account.

INFLUENCES OF OBLIQUITY ANGLE DIFFERENCE ON THE EVOLUTION OF FEN-WEI RIFT: A STUDY FROM SEGMENTED TRANSTENSION CLAY MODEL

ZHUO Yan-qun1)S.A.Bornyakov2)GUO Yan-shuang1，3)MA Jin1)S.I.Sherman2)

1)StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China.2)InstituteoftheEarth’sCrust，SiberianBranch，RussianAcademyofSciences，St. 128Lermontova，Irkutsk664033，Russia.3)DepartmentofCivilEngineering，UniversityofToronto，TorontoM5S1A4，Canada

obliquity angle， basin interaction， rift segment interaction， spatiotemporal evolution of deformation field， Fen-Wei rift

2015-03-18收稿， 2016-01-05改回。

国家自然科学基金(41172180， 41211120180， 41511130029)、 中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1525， IGCEA1203)与中国地震局 “地震科技重点突破计划前期工作”项目和俄罗斯基础研究基金(120591161GFENa)共同资助。

P315.2

A

0253-4967(2016)02-259-19

卓燕群， 男， 1986年生， 2015年毕业于中国地震局地质研究所固体地球物理学专业， 获博士学位， 助理研究员， 从事与地震相关的构造变形场实验研究， 电话： 010-62009010， E-mail: zhuoyq@163.com， zhuoyq@ies.ac.cn。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.003