青藏高原东缘活动断裂带地壳岩体构造损伤特征与模式讨论*

伍纯昊 崔 鹏③ 李渝生 易树健

(①山地灾害与地表过程重点实验室， 中国科学院、水利部成都山地灾害与环境研究所， 成都 610041， 中国)

(②中国科学院大学， 北京 100049， 中国)

(③中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心， 北京 100101， 中国)

(④地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学)， 成都 610059， 中国)

0 引 言

地壳岩体是各类地质作用最主要的发生场所，也是链接内外动力耦合作用的关键载体，其性质又会对地质作用的表达产生深刻影响(王思敬， 2009； 彭建兵等， 2020)。地壳岩体最显著特征是其并非完整均匀的材料，而是被各种结构面所分割且包含不同种类岩石的非均匀地质体(王思敬， 2009)。在工程地质、地质灾害和地貌演化等领域的研究中，区域尺度的地壳岩体结构是各类模型的关键参数之一(伍法权等， 2014； Roy et al.，2016； 兰恒星等， 2019)，但受限于大范围数据获取繁杂耗时，所以其基本分布特征还并不清晰。在众多影响区域地壳岩体结构的因素中，尤以断裂活动所造成的构造损伤最为强烈。青藏高原东缘活动断裂密布、地震和山地灾害频发，重大工程数量众多，亟需对活动断裂控制下的区域地壳岩体结构开展研究，进一步深化对活动断裂带地壳岩体结构发展演化的认识和理解。

随着断层变形局部化程度的加深，岩体块度不断减小，在断层核部甚至会出现以黏性土为主要成分的断层泥。断层核的宽度较窄，一般为几毫米至几十米，而断层核以外一定范围的地壳岩体，其构造结构面发育程度显著高于围岩。以往的中文文献在讨论这类岩体时，常采用“断层影响带”指代(雷光伟等， 2016)，而其中“影响”一词意义较为模糊，难以准确表达断裂活动导致岩体结构或力学性能劣化这一本质特征，亦即“损伤”。故本文提出采用“断层损伤带”替代“断层影响带”，前者也是英文文献中广泛使用fault damage zone的中文直译。

活动断裂带地壳岩体的构造损伤，集中体现于断层损伤带，该带可宽达数公里，并能够延伸至断层端部之外，与围岩相比该带的刚度和剪切模量明显偏低(Scholz， 2018)。断层损伤带的重要性正在被学界逐渐认识，它可以对其周围发生的各类地质作用产生显著影响： (1)地震破裂扩展：数值模拟研究表明断层损伤带会促进同震破裂扩展，且该带的存在可能是某些地震破裂单侧扩展的原因(Weng et al.，2016)； (2)地震动放大：断层损伤带能够围陷地震波能量并明显地非线性放大地震动(Kurzon et al.，2014)；(3)地下流体运移：从断层核至围岩，地壳岩体的渗透率呈阻塞—高—低分布，断层损伤带密集的连通裂隙使渗透率明显升高，这样的渗透结构能够显著改变岩体储集油气资源和二氧化碳的能力(Bense et al.，2013)； (4)区域地貌演化：活动断裂带地壳岩体力学性质变化控制了河流侵蚀速率，从而影响区域地貌演化格局(Roy et al.，2016)； (5)山地灾害分布：对圣安德烈斯断层两侧的泥流(earthflow)研究发现，断层活动造成损伤带岩体质量劣化是控制灾害分布的首要因素(Scheingross et al.，2013)。不仅如此，拟建的川藏铁路穿越了十余条深大活动断裂，宽大的断层损伤带引发的工程边坡和隧道围岩稳定问题将严重影响铁路施工建设和安全运营(彭建兵等， 2020)。以上研究表明，损伤带在活动断裂带中扮演了重要角色，显著改变了地壳岩体的结构和力学性质，是地壳岩体中不可忽视的关键带。

国外学者对断层损伤带结构已有较多的案例积累，但大多属于小位移断层，对累积位移量在1000 m以上的大型活动断裂研究较少，而大型断裂正是控制区域地壳应力-形变场与地震活动的关键因素，其宽大的损伤带也是控制区域地貌演化和山地灾害发育的重要条件。在活动断裂带和地壳岩体研究方面，目前国内的地震地质学者大多关注断裂的活动性与古地震，工程地质学者主要关注中观-微观岩体物理力学性质和变形破坏规律(赵建军等， 2019； 赵晓彦等， 2020)，仅有部分石油和天然气地质学者进行了断层损伤带研究(侯贵廷等， 2013； 宫亚军等， 2019)，但鲜见对大型活动断裂带进行地壳岩体构造损伤的研究报道。

本文首次提出了地壳岩体构造损伤的科学概念，并以青藏高原东部边缘的鲜水河断裂带、龙门山断裂带、安宁河断裂带、大凉山断裂带、则木河断裂带与小江断裂带为研究区，基于大量野外实测数据，定量刻画上述6大断裂带地壳岩体构造损伤规模，深入分析断裂累积位移量、几何展布、岩石性质及发育深度对构造损伤分布的影响，最后提出了综合体现多因素控制作用的活动断裂带地壳岩体损伤典型模式，以期为活动断裂带地震动力学、构造地貌和地质灾害研究提供约束地壳岩体结构的科学证据。

1 区域构造背景

本文研究区位于青藏高原东部边缘、南北向地震构造带中段与川滇Y字形构造带的核心区域，是中国大陆断裂运动最为活跃、强烈地震最为频发、地形梯度最为急变的区域(图1)。研究区现今的构造变形主要受北西、北东与近南北3组构造所控制，其中鲜水河断裂带、龙门山断裂带以及安宁河-则木河-小江断裂带在平面上呈Y字形展布，将该区切割为巴颜喀拉地块、川滇地块与华南地块。研究区内破坏性地震十分频繁，例如鲜水河断裂带1973年炉霍7.6级强震、龙门山断裂带2008年汶川8.0级强震与2013年芦山7.0级强震，这些地震及其触发的地质灾害均造成了重大的人员伤亡与财产损失。本文选取的鲜水河断裂等6条断裂带均为区内规模巨大的构造单元，控制了区域地壳应力-应变场的总体趋势，对它们的研究具有重要代表意义。各断裂基本特征汇总于表1。

图1 青藏高原东缘活动断裂分布(活动断裂数据引自徐锡伟等， 2016)

表1 各断裂带基本特征

2 地壳岩体构造损伤概念

岩体的本质是一种地质体(王思敬， 2009)，经过长期复杂的地质作用才形成现今的面貌，这些地质作用主要包括：成岩作用、构造作用和风化作用。成岩过程中岩体就天然具备了原始“缺陷”，各种宏观不连续面、微观孔洞和裂纹等共同组成了岩体的初始损伤。在断裂和褶皱等构造运动形成的显著差应力作用下，岩体发生构造形变，岩体结构向更复杂的形式发展，导致构造损伤产生。风化作用一般是继承并发展了初始损伤和构造损伤，使岩体质量进一步劣化。在以上3种地质作用中，构造作用特别是断裂活动所形成的构造损伤对岩体的改造最为强烈。

上地壳浅表层岩体在具有循环荷载特征的构造应力持续作用下，因结构性应力疲劳而出现矿物动力变质、变形及微裂纹。应力疲劳的累积效应与微裂纹的累进性发展，导致岩体发生不可逆的宏观损伤。因此，在近地表低围压环境下，岩体的介质性状由初始相对的连续介质转变为不连续介质，其物理力学性质随之改变。控制构造损伤形成的主要因素有差应力大小和方向、初始损伤分布、应变速率、岩石性质等。由此我们尝试给出地壳岩体构造损伤的定义：较大的区域尺度范围内的地壳浅表层岩体，在地壳构造运动长期累积作用下，因构造结构面萌生、扩展等不可逆变化产生的结构或力学性能劣化。

从损伤形成与发展的过程来看，地壳岩体构造损伤具有4个基本特征：(1)不可逆性：地壳岩体中存在大量随机分布的初始损伤，如晶格缺陷、微观裂纹、节理裂隙、孔洞与沉积层理面等。构造应力导致岩体内部初始裂纹尖端处由于应力集中造成矿物晶粒结构发生错动滑移，产生小范围的塑性变形，虽然幅度可能很小，但却是不可逆的永久变形； (2)累积性：随着地壳构造动力荷载的反复施加，微裂纹不断张开、扩展、延伸，岩体材料出现疲劳现象，损伤持续累积，最终导致相互独立裂纹之间连接贯通并逐渐形成宏观破裂网络。地壳岩体的当前状态依赖于历史状态的动态累积叠加，相关结构、力学参数是时间的函数(阳生权， 2002)； (3)非均匀性：地壳岩体由于本身材料与结构的非均匀性，又叠加所处构造环境的非均匀性，共同导致了构造损伤在时间与空间上的非均匀性； (4)愈合性：虽然损伤在结构上不可逆，但若受到应力调整与化学胶结等作用的影响，原来张开的裂纹又重新闭合或被胶结物充填，此时岩体的宏观强度会有一定程度的恢复，即愈合性。

3 地壳岩体构造损伤研究方法

3.1 损伤变量的选取

损伤变量可表征材料的损伤状态，它实际上是一种损伤的量度(袁建新， 1993)。本研究需要了解活动断裂带所影响的数公里甚至数十公里宽的地壳岩体损伤情况，涉及大量野外数据采集，故要求所选取的损伤变量具备代表性强和便于测量等特点。岩体区别于完整岩块的主要特征就是纵横交错的结构面，以结构面的发育程度作为衡量岩体损伤的量度被众多工程地质学家与构造地质学家所接受(黄润秋等， 2004； 侯贵廷等， 2013； Choi et al.，2016； 张恺等， 2019)。按结构面的成因，可分为构造结构面与非构造结构面，为了排除非构造作用产生的损伤现象，选取构造结构面作为主要研究对象。

3.2 测量方法

在实际的野外岩体露头调查中， Ⅳ级结构面(节理与小断层)是具体的数据来源。构造结构面体密度虽然相对准确，但获取难度大，线密度不能完整反映发育程度，因此本研究采用构造结构面面密度作为表征构造损伤的定量指标。如式(1)，构造结构面面密度D指的是所有结构面与测窗交线的总长(∑l)与测窗面积(A)之比，单位是m-1。野外对岩体测量点记录GPS坐标、岩性、主要构造结构面产状并拍摄测窗照片，采用现场素描与室内人工解译获取每个测量的点构造结构面面密度。

D=∑l/A

(1)

3.3 测量剖面及测量点布置

根据研究区构造与交通情况，选取前人研究工作较为深入，基础资料详尽的地区，测量剖面的布置尽量与主断裂线垂直或大角度相交，剖面应延伸至构造结构面面密度较小的背景岩体。不同于传统研究仅局限于小规模断层两侧数百米范围(Choi et al.，2016)，本研究所涉及的区域尺度更大，平均测量剖面长度约11 km。因此测量点间距需要与剖面长度匹配，并根据岩体损伤程度变化和露头情况进行动态调整，一般为500～1000 m，接近断层处加密至100～200 m，各测量点沿断层走向方向的相互偏移量尽可能小。

3.4 地壳岩体结构带划分

因各断裂带地质背景差异较大，故按各剖面中测点构造结构面面密度的相对大小，露头上将断裂带地壳岩体划分为2个结构带：断层损伤带与围岩。断层损伤带(Fault damage zone)构造结构面十分发育，包含了通常意义上的断层破碎带及碎裂岩带，也因为测量尺度的增大，将次级断层的断层核、破碎带及碎裂岩带也囊括其中。围岩(Wall rock)是位于损伤带以外，且测点构造结构面发育程度明显低于损伤带的地壳岩体。如图2b～图7b所示，本研究中将主断裂两侧最后一个面密度大于其外任意露头的测量点作为损伤带边界基准，考虑到测量覆盖情况，以该点和其外一点的中线作为损伤带计算边界。

图7 小江断裂带测量区、测量结果及典型露头(断裂数据引自汪一鹏等， 2012)

3.5 岩石性质的影响

为了探究岩石性质对地壳岩体构造损伤的影响，根据《工程岩体分级标准(GB/T50218-2014)》中对岩石坚硬程度的定性划分标准，将所调查的露头按岩性划分为硬岩与软岩(暂不考虑风化程度)。硬岩主要涉及：花岗岩、闪长岩、玄武岩、流纹岩、灰岩、白云岩、石英砂岩等，软岩主要涉及：粉砂岩、泥岩、片岩等。

4 主要活动断裂带地壳岩体构造损伤的分布特征

选取了甘孜州道孚县、都江堰市虹口乡、凉山州冕宁县、凉山州昭觉县、凉山州普格县与昆明市东川区6个测量剖面，共测量122个岩体露头。

4.1 鲜水河断裂带

测量区位于甘孜州道孚县，鲜水河断裂带北西段，该剖面共测量岩体露头点22个，整体呈SW-NE向展布(图2a， 图2b)。主断裂西盘围岩主要为三叠系板岩夹变质砂岩，发育1～2组与板理面大角度相交的构造结构面，延伸长，走向较稳定，间距一般大于40 cm(图2c)。东盘围岩主要为三叠系中厚层变质砂岩夹不等厚板岩，构造结构面发育程度较低(图2f)，平均面密度6.1 m-1。损伤带岩性主要为一套混杂岩(由灰岩、基性火山岩与板岩等组成)与少量三叠系变质砂岩，整体构造结构面密集发育，近主断层与次级断层处出现面密度峰值(图2a， 图2b)。处于高损伤区的灰岩十分破碎，原岩层理已难以辨认，结构面密集短小，岩体被切割为块径0.5～5 cm岩块，但岩块间并未发生明显位移(图2d)。损伤带内发育数个由相对较完整构造岩片组成的低损伤区(图2e)，其构造结构面面密度明显低于高损伤区岩体，与带外围岩相近。鲜水河断裂带在道孚段出现分叉现象，次级断层均发育在主断层东侧，故主断层东侧损伤带宽度要大于其西侧。而靠近主断层的岩体更加破碎，表明次级断层的规模和活动强度要明显小于主断层。

4.2 龙门山断裂带

测量区涉及了都江堰市龙池镇及虹口乡，距2008年汶川地震震中映秀镇约17 km，属龙门山断裂带中段，共测量23个岩体露头点，横跨映秀-北川断裂(中央断裂)，整体呈NW-SE向展布(图3a， 图3b)。映秀-北川断裂西盘(上盘)围岩属彭灌杂岩，测量涉及到的岩性主要是斜长花岗岩，发育3～4组构造结构面，平均面密度9.9 m-1(图3c)。东盘(下盘)围岩跨越了古生界泥盆系、二叠系与中生界三叠系地层，出露灰岩、白云岩与砂岩等，带内岩体较为完整，结构面间距一般为30～80 cm(图3f)。该剖面的损伤带中主断裂西侧为彭灌杂岩，东侧为三叠系砂岩并出露少量震旦系火山岩(图3d， 图3e)，呈现出随距断裂距离增大，面密度随之衰减的分布特征，带内未测量到较完整的构造岩片(图3b)。以往的研究发现逆冲断层一般上盘结构面相对下盘更加发育并且宽度更大(Choi et al.，2016； 雷光伟等， 2016)，而该剖面的上盘高损伤岩带宽度小于下盘(图3b)。围岩却显示出明显的“上盘效应”——平均面密度显著高于下盘(图3b)，以上现象反映了实际地壳岩体结构的复杂性。

图3 龙门山断裂带测量区、测量结果及典型露头(地表破裂数据引自Xu et al.，2009)

4.3 安宁河断裂带

测量区位于凉山州冕宁县境内，安宁河断裂带南段，共测量岩体露头点15个，剖面整体呈W-E向展布(图4a， 图4b)。区内安宁河断裂带由东、西两条分支组成，均有较强的活动性，控制了区内的地貌发育格局(何宏林等， 2007)。该剖面自西向东出露中元古界闪长岩与花岗岩、震旦系流纹岩夹少量安山岩。断裂西盘围岩构造结构面平均面密度为7.1 m-1，风化程度较高，常见裂隙被风化产物充填(图4c)。东盘围岩与西盘相比，平均面密度相近，一般发育2～3组结构面将岩体切割为菱形或板状(图4f)。损伤带中的高损伤区岩体结构面极为发育，中、小及微裂隙穿插分布，交切关系复杂，间距从小于1 cm至20 cm(图4d)； 低损伤区岩体相对完整，但面密度均大于15 m-1(图4e)。损伤带主要分布于受东支与西支断裂所夹持的这部分岩体中，远离断裂后，岩体完整性随之升高。

图4 安宁河断裂带测量区、测量结果及典型露头(断裂数据引自王新民等， 2013)

4.4 大凉山断裂带

测量区位于凉山州昭觉县境内，共测量岩体露头点18个，剖面整体呈SW-NE向展布。该剖面涉及多个褶皱和断裂构造，大凉山断裂切过该区东部背斜的核部地层(图5a， 图5b)。西盘围岩自西向东依次穿越背斜与向斜，涵盖的地层包括中生界中侏罗统粉砂岩-泥岩、上三叠统-下侏罗统含煤碎屑岩、三叠系东川组杂砂岩、上二叠统拉斑玄武岩等； 西盘围岩虽然穿越了褶皱构造，但面密度波动较小，平均测量值为3.7 m-1，一般发育2组与层理大角度相交的构造结构面(图5b， 图5c)。东盘围岩属测区东部背斜一翼，出露的岩性主要为斑状玄武岩、粉砂岩与泥岩，岩体较完整，构造结构面不发育(图5f)。大凉山断裂的损伤带主要发育在上二叠统的灰岩与玄武岩中，宽度相对较窄，约1140 m，两盘在短距离内就衰减到围岩岩体。其中损伤程度较高的是离断裂较近的灰岩，呈碎裂化，裂隙普遍被方解石充填，岩体被切割为1～8 cm块径的岩块(图5d)。该带内玄武岩损伤程度稍低，最小面密度为19.6 m-1，结构面方向杂乱，无明确的优势方向(图5e)。

图5 大凉山断裂带测量区、测量结果及典型露头(断裂数据引自何宏林等， 2008)

4.5 则木河断裂带

则木河断裂两侧有测量条件的剖面较少，故测量区由凉山州普格县延伸至宁南县，共完成岩体露头测量25个，剖面整体呈SW-NE向展布(图6a， 图6b)。主断裂西盘围岩主要涉及中侏罗统至上三叠统的粉砂岩、钙质泥岩与石英砂岩、上寒武统的白云岩、粉砂岩以及中奥陶统的白云岩，岩体完整性较好，平均面密度5.0 m-1(图6b， 图6c)。东盘围岩主要是白云岩与斑状玄武岩，分属中奥陶统与上二叠统，一般发育3～4组构造结构面，间距通常在20～60 cm之间(图6f)。损伤带中除一个测量点为钙质粉砂岩外，其余都属碳酸盐岩，与鲜水河断裂带类似，带内高损伤区与低损伤区交替出现。高损伤区岩体大部分结构面间距仅为1～5 cm，部分甚至小于1 cm，面密度极高，并可见若干角砾充填型结构面穿插其中(图6d)。低损伤区岩体构造结构面组数少，间距大，与围岩岩体十分相似(图6e)。

图6 则木河断裂带测量区、测量结果及典型露头(断裂数据引自四川省地震局地震地质队则木河活动断裂带填图组， 2013)

4.6 小江断裂带

测量区位于昆明市东川区，小江断裂带中段，共测量岩体露头点18个，剖面整体呈NW-SE向展布(图7a， 图7b)。主断裂西盘围岩全部位于元古界昆阳群内，以板岩、石英砂岩与白云岩为主，该测区主断裂东侧近似对称地分布了同一套地层，东盘围岩即位于其中(图7c， 图7f)。损伤带除2个测量点为石英砂岩外，其余都为白云岩或灰岩； 带内也表现出明显的损伤分区特征，高损伤区平均面密度至少为低损伤区的2倍(图7d， 图7e)。在岩性相似的情况下，东盘构造结构面的平均面密度要明显高于西盘，并且高损伤区也主要分布于小江断裂东支两侧，暗示东支断裂对周围岩体损伤的能力要高于西支断裂。

表3 各断裂带断层损伤带与围岩的构造结构面面密度与平均迹长

4.7 分布特征

调查的6条活动断裂带地壳岩体构造损伤分布特征可归纳为： (1)损伤带主要沿活动断裂带特别是活动性较强的主断裂分布，损伤程度总体随远离断层核而衰减； (2)损伤带内岩体构造结构面面密度平均值显著高于围岩，该带宽度最小为则木河断裂带约870 m，最大为鲜水河断裂带约3100 m(表2)； (3)损伤带内部具有明显的分区损伤特征，高损伤区与低损伤区常交替出现，低损伤区岩体的构造结构面面密度低于损伤带平均值(表3)，而其平均迹长一般高于损伤带平均值(表3)； (4)结构单一断裂的损伤带宽度较结构复杂断裂的窄(如则木河断裂对比鲜水河断裂)，且复杂断裂中断层核与损伤带交错分布； (5)即使穿越褶皱或次级断层，围岩内岩体构造损伤起伏变化也不明显，如大凉山断裂带。

表2 各断裂带断层损伤带宽度

5 活动断裂带地壳岩体构造损伤模式

5.1 岩体变形破裂特征

露头尺度上，损伤带岩体构造结构面迹线短，岩体块度小，平均迹长仅0.09 m(图8a)，表现为高应变速率状态下脆性损伤特征(例如Aben et al.，2020)。高损伤区内可见由主断裂派生的次级断层、角砾岩带和镜面擦痕等构造，一部分节理具有张性特征，张开并充填胶结物(图9a～图9c)。低损伤岩体呈透镜体状分布于损伤带内，一类低损伤岩体为软岩，受断裂作用影响较小，构造结构面稀疏，迹线较长(图6e)； 另一类低损伤岩体与周围高损伤岩体岩性同为硬岩，但由于构造应力场分布不均等因素，该类岩体构造结构面发育程度相对较低(图4e)。围岩岩体构造结构面延伸较长，岩体块度大，平均迹长达0.26 m(图8a)，表现为低应变速率状态下脆性损伤特征。结构面一般以剪节理为主，面平直起伏度小，产状稳定(图6f)。

图8 测量点岩体构造结构面平均迹长(a)、面密度(c)与距主断裂距离关系； 断层损伤带宽度d与断层累积位移量w的对数相关性(b)

图9 典型断层损伤带与围岩露头尺度及微观尺度岩体变形破裂特征

微观尺度上，高损伤区岩体受构造应力影响明显，产生较多微裂隙，裂隙起伏粗糙，切穿多个矿物颗粒，还可见石英波状消光和粒化边等变形破裂现象(图9d， 图9e)。低损伤区岩体微裂隙数量明显减少，裂隙起伏度减小，多发育在粒径较大的矿物颗粒内(图9f， 图9g)。围岩岩体矿物颗粒较完整，后期应力作用现象不明显，少量样品可见零星微裂隙，但裂隙一般短小且平直(图9h， 图9i)。

5.2 地壳岩体构造结构面组合与区域构造应力场的关系

地壳岩体的构造形迹可反映区域构造应力场的发展演变，同样地，区域构造应力场能够指示构造结构面组合的形成信息(李渝生等， 2002)。选取鲜水河断裂带、安宁河断裂带与小江断裂带3个剖面进行了共969条构造结构面的产状统计，绘制极点等密度图与走向玫瑰花图(图10)。测量统计得出各剖面损伤带与围岩岩体优势构造结构面的产状，并根据库伦破裂准则推测形成时的主应力场方向(表4)。

图10 鲜水河断裂带(a～d)、安宁河断裂带(e～h)与小江断裂带(i～l)断层损伤带与围岩的构造结构面产状(红色线段为主断层走向线，灰色箭头为主应力方向，σ损为损伤带主应力，σ围为围岩主应力)

表4 典型活动断裂带地壳岩体构造结构面组合与主应力方向

根据现今地壳应力场分布，在道孚、冕宁和东川剖面附近的主应力方向分别为276°、292°、320°(Heidbach et al.，2018)。青藏高原东缘的巴颜喀拉地块和川滇地块在上新世(N2)也曾分别出现与现今应力场相近的EW和NW向主应力方向(李渝生等， 2002)。可以发现，损伤带构造结构面组合形成时的主应力方向与断裂带现今及上新世时的主应力方向十分接近。暗示损伤带与近期的构造应力场最为密切，表明损伤带的形成受控于断裂带的新构造运动。围岩岩体的构造面组合形成时的主应力方向与挽近期青藏高原东缘的主应力方向均不一致，它们可能形成于更古老的构造应力场中。

5.3 影响活动断裂带地壳岩体构造损伤分布的因素

地壳岩体构造损伤是多种地质过程长期综合作用的结果，活动断裂带控制下形成的构造损伤空间分布特征主要受以下因素影响：累积位移量、断裂几何展布、岩石性质、运动形式、形成深度、活动强度和流体运移等(Faulkner et al.，2011)。基于各因素的研究程度，本文主要分析前5个因素的影响。

5.3.1 累积位移量

累积位移是表征断层发展阶段的重要参量，通常累积位移越大，断层长度越大，发育越成熟(Scholz， 2018)。众多学者通过野外实地测量与地球物理探测等手段获取了多组断层最大累积位移(d)与断层损伤带宽度(w)数据，统计发现它们呈明显的正相关关系(Savage et al.， 2011； Torabi et al.， 2011； Alaei et al.， 2017； Mayolle et al.，2019)。指示断层的发展演化控制了损伤带的发育程度，即累积位移是影响断层损伤带首要因素(图8b)。但d-w数据呈现出约2个数量级的离散化现象，一方面测量方法和尺度的差异会导致离散化，另一方面，地壳岩体构造损伤的不均匀性可能是更重要的原因。根据多种地质证据估算晚新生代以来各断裂的最大累积位移量可知：鲜水河断裂带左旋走滑约60 km(Wang et al.， 1998)，龙门山断裂带逆冲约20 km(Airaghi et al.，2017)，安宁河断裂带与则木河断裂带左旋走滑50～57 km(Wang et al.， 1998)，大凉山断裂带左旋走滑约11 km(何宏林等， 2008)，小江断裂带左旋走滑约60 km(Wang et al.， 1998)，将6条断裂的d-w值标注于图8b中。断层累积位移小于1000 m的数据点密集，可以看出随着断层位移的不断增大，构造损伤也在不断积累，呈明确的对数线性关系。断层累积位移超过1000 m后，数据点明显稀疏，此时呈现两种趋势。第1种趋势(如图8b中虚线①所示)：断层损伤带宽度继续随累积位移的增大而加宽； 第2种趋势(如图8b中虚线②所示)：累积位移超过一定量值之后断层损伤带宽度增加明显变缓，似乎达到稳态或损伤“饱和”。相比处于发育初始阶段的小位移断层，成熟断层其演化历史更长，范围更大，与之联系的地质过程越多，其损伤带的分布也会更加复杂。另外，由于缺乏大位移断层的损伤带实测工作，目前的数据较少且离散化分布，有待进一步研究以明确大位移断层损伤带规模的分布规律。

5.3.2 断裂几何展布

自然界中的断裂并非顺直光滑的平面，而是由许多次级断层以雁列、并排或交叉等形式组成的不连续非规则条带。断裂中最常见的不连续体是阶区，阶区容易产生应力集中，其存在对断裂带应力分布、滑动行为和地震地表破裂传播等都有显著的影响(Wesnousky， 2006)。断裂几何展布对地壳岩体构造损伤也有显著影响，Savage et al.(2010)指出，对于几何粗糙度较大的断层，损伤带会集中于几何不连续处。道孚盆地内鲜水河断裂分叉，形成多条近平行断层沿盆地发育的复杂结构(李天祒等， 1998； 安艳芬， 2010)。由图2a可以看出，该剖面在旁支断裂附近均出现构造结构面面密度高值点，导致高损伤带向北东侧展宽，总宽度近3100 m。而累积位移相近的则木河断裂，在测量区内断裂结构相对简单，其损伤带宽度较窄，约870 m。可以推测，代表断层发展阶段的累积位移量控制了损伤带的总体规模，而断裂的几何展布是导致损伤带宽度发生局部变化的主要影响因素之一。

5.3.3 岩石性质

岩石作为损伤的承载体，其本身的性质会对活动断裂作用的表达产生显著影响。Smith et al.(2019)进行了分离式霍普金森压杆实验，模拟断层错动产生的拉应力扰动对2类岩石的影响。以花岗岩为代表的结晶岩，当应变率为8 s-1至39 s-1时，各方向裂隙均匀扩展导致试样碎裂化破坏。而近似的条件下，以砂岩为代表的碎屑岩，内部广泛发生砂粒边界滑移变形和孔隙扩大，避免了因裂隙扩展形成碎裂化破坏。岩体的构造损伤也受到岩性的制约，断裂发育在硬岩(如花岗岩、玄武岩和灰岩等)中时，断层运动的能量容易向围岩传播，断层核与损伤带内脆性破裂呈弥散化分布。而断裂发育在软岩(如泥岩和煤层等)中时，呈现出塑性断层特征，能量大部分消耗于断层滑移上，两盘岩体受力水平较低，且多产生塑性变形而不发生破裂。岩性差异也影响了断层结构的空间分布，走滑断层两盘常出露截然不同的地层，断层结构呈不对称分布(Duan， 2008)。

本研究中，软岩与硬岩露头点在距主断裂0～8000 m范围内基本均有分布(图8c)。硬岩对断裂作用更为敏感，露头点距主断裂距离越近，其构造结构面面密度越大，而软岩的构造损伤程度与距主断裂距离相关性不大。在远离断层作用的区域(距主断裂距离>4000 m，属于围岩区)，软、硬岩构造结构面面密度无显著差别。硬岩相较软岩其构造结构面平均长度明显偏低，表明硬岩中短小节理更发育(图8c)。从6大断裂带损伤岩带中岩性的分布来看，软、硬岩的过渡带并不完全是损伤带与围岩的分界带，而损伤带中的软岩经常会成为低损伤区。

5.3.4 运动形式

不同运动形式的断层对其周围地壳岩体应力状态的影响不同。由于岩体抗拉、抗压和抗剪强度存在一定差异，故即使应力值相同，而应力状态不同都会使岩体变形破裂呈现不同的特征，从而影响地壳岩体构造损伤的分布。倾滑型地震具有明显的上盘效应，地表破裂带上、下盘宽度之比为2︰1～4︰1，走滑型地震地表破裂两盘宽度之比约为1︰1(Boncio et al.，2018)。类似的，走滑断层两盘的损伤带宽度近似相等，而倾滑断层呈上盘宽、下盘窄的不对称分布(雷光伟等， 2016)。根据现今青藏高原东缘震源机制解记录，本文所涉6大活动断裂带，除龙门山断裂带是以逆断破裂型为主，其余5条断裂均属走滑破裂型(郝平等， 2012)。以主断裂为界(若有两条主断裂，以活动性强的一条为测量依据)，将损伤带与围岩划分为东、西两盘。如表2所示，除小江断裂带的断层损伤带两盘宽度近似相等外，其余走滑断裂带东西两盘宽度差异较大。龙门山断裂带虽然为逆冲推覆断层，该剖面断层损伤带下盘却宽于上盘。本文所发现的规律与以往的研究结论(雷光伟等， 2016)有所不同，一方面，因为地壳岩体构造损伤受到众多因素的影响，某条断裂带单个剖面随机性较大； 另一方面，前人研究的多为结构单一的断层，而随着断裂带尺度增大，穿越不同地层，断层结构展布更加复杂，断裂几何展布和岩石性质的影响更为突出。

5.3.5 形成深度

大规模断裂带通常会穿过地壳甚至岩石圈，随着由地表向岩石圈内部深入，温度和压力逐渐升高，岩石也由脆性过渡至塑性状态，断层带的地质特征、变形机制、摩擦稳定性和地震行为等会随着深度增加而发生变化(Scholz， 2018)。现今呈现在地表的活动断裂及其损伤带大多都经历了抬升和剥蚀，它们的形成深度对其分布的影响也不可忽略。地球物理探测与数值模拟显示大型走滑断层在深度剖面上呈现花束构造，近地表处损伤带横向延伸宽大，越往深部损伤越局部化(Finzi et al.，2009)。脆性损伤带被认为形成于小于3 km(Valoroso et al.，2014)或小于7 km(宫亚军等， 2019)的地壳浅层。需要明确的是，形成深度对于3种情况下的断层露头结构有较显著影响：古老的不活动断裂、活动断裂的不活动段或剥蚀速率异常高的段落。但其他的活动断裂由于持续运动，长期保持对围岩的损伤，在区域剥蚀速率不大的地区，一般在地表观察到的大多是其脆性域产物或是脆性变形叠加在了古老塑性变形之上。如前所述，6大断裂带的损伤带岩体具有明显的脆性破裂特征，在所研究的剖面中，未观察到剪切流动和糜棱岩等塑性变形产物，可以认为形成深度不是影响本研究损伤带分布的主要因素。

5.4 典型活动断裂带地壳岩体构造损伤模式

一些国外学者总结了断层损伤带的地质模型，如单断层核与多断层核结构模型(Faulkner et al.，2003)、三维断层损伤带模型(Choi et al.，2016)、断层分段与损伤带演化模型(Mayolle et al.，2019)等，但目前缺乏一个针对大规模活动断裂并考虑多因素的损伤带模型。

在前述对6条活动断裂带地壳岩体构造损伤分布特征、变形破裂特征、损伤影响因素分析的基础上，本节尝试提出一个典型活动断裂带地壳岩体构造损伤模式(图11)。在此仅以走滑断裂作为代表，暂不讨论断裂运动形式的差别。该模式具有如下特征：断层发展演化上，小位移不成熟断层的结构较为简单，各要素发育都处于初级阶段且规模较小； 大位移成熟的断层体系中断层核与损伤带规模显著增大，结构复杂，能够穿越多套不同岩性的地层。断裂几何展布上，具有复杂结构的断裂其损伤带宽度要明显大于结构单一的断层。地壳岩体损伤的分布特征上， (1)断层损伤带岩体构造结构面短小密集，围岩岩体较为完整； (2)断层损伤带岩体构造结构面组合的形成与断层近期应力场关系密切，而围岩岩体损伤可能形成于古地壳应力场中； (3)在仅有岩性差别的地壳岩体中，硬岩损伤带宽度通常较软岩的宽，构造结构面也更加发育； (4)损伤带岩体损伤程度不均匀，具有明显的损伤分区特征，低损伤区岩体损伤程度显著低于高损伤区，甚至可与围岩损伤程度相近。常见2类低损伤区，一类为硬岩中构造结构面发育程度明显低于周围高损伤区岩体的相同岩性岩片； 另一类为夹于硬岩中的软岩岩片； (5)损伤带在深度剖面上呈现上宽下窄的花束结构。

图11 典型活动断裂带地壳岩体构造损伤模式(箭头为主应力方向，σ损为损伤带主应力，σ围为围岩主应力)

6 结 论

在对地壳岩体构造损伤概念归纳的基础上，通过对青藏高原东缘主要活动断裂带构造损伤岩体的实测调查与影响因素的深入分析，得出以下结论：

(1)地壳岩体构造损伤是较大区域尺度范围内的地壳浅表层岩体，在地壳构造运动长期累积作用下，因构造结构面萌生、扩展等不可逆变化产生的岩体结构或力学性能劣化，并具不可逆性、累积性、非均匀性与愈合性4个基本特征。

(2)鲜水河断裂带道孚县剖面、龙门山断裂带虹口乡剖面、安宁河断裂带冕宁县剖面、大凉山断裂带昭觉县剖面、则木河断裂带普格县剖面与小江断裂带东川区剖面断层损伤带宽度分别约为3100 m、940 m、2480 m、1140 m、870 m和2810 m。

(3)构造损伤岩体的变形破裂特征：露头尺度上，损伤带岩体构造结构面迹线较短，围岩岩体结构面延伸较长，分别表现出高应变速率及低应变速率状态下的脆性损伤特征； 微观尺度上，损伤带岩体可见多种显微变形破裂现象，围岩岩体矿物颗粒较完整，后期应力作用现象不明显。

(4)典型活动断裂带地壳岩体主要由损伤带与围岩两个结构带组成，损伤带内岩体构造结构面面密度平均值显著高于围岩； 损伤带主要沿活动性较强的主断裂分布，损伤程度总体随远离断层核而衰减，其形成与断裂近期应力场关系密切。表征断层发展阶段的累积位移量控制了损伤带的总体规模，大位移成熟断层结构复杂。损伤带的局部变化，一方面受控于断裂的几何展布，结构单一断裂的损伤带宽度较结构复杂断裂的窄，另一方面受控于岩石性质，硬岩对断裂作用更为敏感，其损伤带宽度通常较软岩的宽，构造结构面也更加发育。损伤带内部具有明显的分区损伤特征，高损伤区与低损伤区常交替出现。损伤带在深度剖面上呈现上宽下窄的花束结构。

本文为研究青藏高原东缘主要断裂的构造损伤分布特征，在每条断裂带分别选择了一个剖面进行测量，该方法有助于归纳不同断裂带的共性特征。但需要指出的是，复杂性是地质系统最基本的属性，沿断裂带走向上，地壳岩体的岩石建造和结构特征的变化极其复杂，单一剖面的研究并不能完整描述断裂带构造损伤的全部特征。今后需要结合野外精细调查、断层围陷波探测和高精度地震定位等技术手段，获得更接近真实的活动断裂带地壳岩体构造损伤三维分布模型。本文是对区域地壳岩体结构研究的一次有益尝试，揭示了活动断裂带控制地壳岩体结构的构造损伤效应，可为深化认识内外动力耦合作用提供新的研究视角。

致谢本文地震目录数据来自中国地震台网中心，国家地震科学数据中心(http：∥data.earthquake.cn)。中南大学孙梦宇博士协助完成了部分野外工作。西南交通大学姚令侃教授、日本京都大学黄超博士、中国科学院地理科学与资源研究所王昊博士后、成都理工大学罗路广博士提出了有益的改进意见。谨致衷心谢忱。