簡述斷裂問題分析方法

1. 斷裂、線性構造解譯資料的分析方法

在遙感圖像上解譯出的大量線性構造在研究時需要作進一步的統計和歸納分析,以便正確地認識一個地區的斷裂、線性構造的發育特點和空間分布規律。

(一)線性構造的空間分布規律

同一應力場作用下形成的斷裂線性構造,其空間展布的特點主要表現為:

1.平行等間距分布

在同一地區同一應力場作用下形成的同一規模、同一性質、同一方向的線性構造在空間上具有平行等間距分布的規律,這種分布規律具有區域性特點,與水平擠壓地應力波動傳遞方式有關。線性構造的規模與其間距成正比,規模越大,間距越大。在一定范圍內應用平行等間距分布規律可以預測隱伏斷裂的存在位置,還可以作為推斷線性構造規模大小的依據之一。

2.網格狀分布規律

在小比例尺衛星圖像或其鑲嵌圖上解譯出的區域性或全球性的線性構造常常呈現為網格狀的圖形。有些學者認為,這是由於地球自轉產生的南北向壓應力而形成的具有全球性分布的北西和北東向展布的兩組剪切構造及南北向的張性和東西向的壓性線性軟弱帶。有些學者認為,不同陸塊上北東向和北西向兩組剪切線性構造角度的偏差,可能指示了不同陸塊之間相對的漂移運動。

3.模式組合規律

一些局部的構造的解譯,可能找到類型上一些線性構造組合模式。如果能把這種組合模式與大區域構造應力場所形成的線性構造區分開來,從而能幫助對局部構造的識別,這對隱伏構造解譯尤為有用。如圖8-12所示,小侵入體或火山管道上方常產生放射狀模式;較大的侵入體或大鹽丘頂部可能形成一種空心的環狀-放射狀模式;緊閉背斜軸部可以發育平行的張性斷裂;開闊背斜軸部常產生張性斷陷構造;鹽丘褶皺上的斷裂在其尾部常具有向外張開分叉的趨勢;在時代較新的鹽丘及穹窿構造的邊緣常出現斷續的環狀-放射狀斷裂。

圖8-12 構造模式圖

利用線性構造的平面組合模式可以作應力場分析及斷裂性質、類型、構造形成序次等研究。把線性構造平面組合形態與構造力學結合起來,按照一定的應力模型對線性構造作必要的分類、篩選和賦予相對時代的含義,對正確認識區域構造特徵具有重要意義。

(二)線性構造統計分析方法簡介

為半定量或定量地研究線性構造的空間分布規律,通常基於概率論並應用數理統計的方法來研究線性構造的長度、密度、頻率、方位等特徵。這些統計分析資料,有利於降低目視解譯中主觀任意性帶來的影響,還便於和物化探資料對比分析和進行多源地學數據的綜合處理。線性構造統計分析的基礎資料是遙感圖像線性構造解譯圖或計算機自動檢測提取的線性構造圖,分析所用的基本數據是線性構造的長度、方位和數量等。在分析中一般把線性構造都作為直線段看待。隨著計算機技術的引入,線性構造統計分析的速度和效率得到大大的提高,並且統計方法也越來越多,如方位分析、密度分析、偏差指數分析、方位異常度分析、優益度分析、空間距離測度分析、趨勢面分析等等(庄培仁等,1986;王潤生等,1992)。下面介紹兩種常用的方法:

1.方位分析

方位分析的目的是了解區域或局部線性構造展布方向的特徵。全區方位分析是在全區線性構造解譯圖上統計各方位(角度)區間內線性構造的條數或總長度,根據線性構造數量的多少,角度間距一般以5或10°為宜;局部方位分析是將全區線性構造解譯圖按一定的網格劃分出統計單元,統計每個網格中的上述數據。一般將統計數據用玫瑰花圖或直方圖表示。

玫瑰花圖是在半圓內(180°空間)或圓內(360°空間)按角度區間,以半徑表示線性構造的條數或總長度,從而作出方位-長度玫瑰花圖或方位-頻數(條數)玫瑰花圖。在作玫瑰花圖時,可以按一定間距的規則網格作出規則分區的玫瑰花圖,也可以按地質單元、構造單元或自然地理單元作出不規則分區的玫瑰花圖,用來對比不同單元中構造特徵的差異。直方圖多用來作全區方位分析,其作法是以線性構造方位角為橫坐標,各方位區間內線性構造的頻數(條數)或長度和為縱坐標,可作出方位一頻數直方圖和方位-長度直方圖。上述圖件可以用以確定線性構造方位分組,了解區內線性構造優勢方位,作區域構造應力場分析的輔助資料,區分區域構造和局部構造的關系等。

在方位分析時應注意,在不同比例尺的圖像上或不同尺寸的采樣網格上取得的統計分析結果會有差異的,這可能反映了區域線性構造(大型斷裂構造)和局部線性構造(斷層、節理)之間的序次關系;也可能是不同比例尺遙感圖像對線性構造抽象能力不同有關。

2.密度分析

密度是指每一統計網格單元內線性構造的總長度或總條數或線性構造結點數等,這些統計數據常用等密度圖(密度等值線圖)來表示,還可以藉助圖像處理技術變換成灰度圖像或彩色圖像。線性構造等密度圖反映了線性構造空間密度分布的數字特徵和結構特徵,這些特徵可以提供隱伏構造、深部構造信息和提供找礦線索。

等密度圖的基本作法是以一定的采樣網格(一般採用正方形網格)對線性構造圖采樣,計算每個網格(即單位面積)內線性構造的總長度或總條數或不同方位線性構造交點數,將這些數據置於各網格的中心,然後以這些數據選擇合適的密度間隔插值作出相應的平面等值線圖。如線性構造長度(或條數)等密度圖,線性構造結點(交叉點)等密度圖。在實際工作中既可作全方位線性構造等密度圖,也可以作某一方位線性構造等密度圖(如南北向、東西向、北東向、北西向),用來研究這一方向線性構造的發育規律、分帶特徵等。此外,還可以在同一張線性構造圖上採用不同大小的采樣網格作出一系列等密度圖以分析不同規模的線性構造特徵,一般所劃分的采樣網格的尺寸應與所要研究的線性構造的規模大體相當,如研究斷層、節理等分布特徵時可採用較小的網格,研究區域大型斷裂構造分布特徵時宜採用較大的網格。有時在統計過程中常對大型線性構造賦以一定的加權值,以達到突出區域大型線性構造的目的。

對線性構造統計資料的解釋和分析應用,是遙感構造工作重要內容。解釋和分析一定要:第一,根據地質實際來進行正確解釋;第二,在緊密圍繞研究工作的目的來進行。

線性構造的方位統計資料,通常可以回答研究區的線性構造優勢方位、分組特點。與地面地質配合,有時還可以有助於對區域構造應力場的分析。對密度統計資料的分析應用,隨具體情況而異。通常高密度異常區常代表斷裂或褶皺的發育部位,低密度異常區可能代表構造相對穩定的地塊或第四系覆蓋區,呈面狀分布的高、中、低密度區常與一定的岩性分區有一定的對應關系。其次是進行密度異常區的形態結構分析。按高密度及低密度圈閉區等值線的形態、延伸方向、密度梯度帶的延伸方位等可以確定區內主要線性構造的發育部位及分帶性等。如單向延伸的高密度區或密度梯度帶可能代表著大型斷裂構造或隱伏斷裂構造的分布位置及延伸方向;外圍為低密度區、中間為高密度區或外圍為高密度區、中間為低密度區的環形閉合等值線可能表明隱伏的穹窿構造或等軸狀侵入體、火山機構等環形構造的存在;單向延伸的高密度異常區的相間分布代表了線性構造的分帶性等。此外,對線性構造等密度圖的解釋還應結合所掌握的地質資料和物化探等資料,特別是與相應比例尺的航磁圖、重力資料進行對比,以揭示深部構造特徵,與相應比例尺的化探資料對比,來分析控礦構造和容礦構造的特徵等。

2. 活動斷裂的涵義及研究方法

自20世紀20年代Willis和Wood提出活斷層的概念以來，活動斷裂的研究一直受到各國際地學組織、地質學家和工程地質專家的重視，這是因為活動斷裂不僅為研究現今地球動力學提供了最為重要和直接的證據，而且活動斷裂控制了內外動力地質災害的發生，同時斷裂的蠕滑和粘滑還可能使建（構）築物遭受不同程度的破壞。目前，人類工程活動正向深部和活動構造區不斷推進，活動斷裂引發的工程地質問題和地質災害日益突出，這迫使人們投入大量的人力和物力去研究活動斷裂。

一、活動斷裂的涵義

到目前為止，對活動斷裂的定義國內外還存在不同的觀點和認識，主要集中在活動斷裂的最新一次活動的時間下限、活動斷裂分類（活動強度級別和活動時間的界限劃分）等方面。產生上述分歧的主要原因是：①目前國內外劃分活動斷裂的標准和原則不統一；②各研究者在地殼運動規律的認識上存在差別；③研究者所處的行業不同，特別是研究活動斷裂的目的和任務不同。

Willis（1923）將活動斷裂定義為：「有可能發生滑動的斷層」，尼古拉耶夫（1962）將新近紀以來形成的、決定現代地形基本輪廓的各種構造運動和構造變動稱為新構造運動，將新構造運動時期所形成的不同類型的構造變形系統稱為活動構造，將新構造運動期形成的不同性質、不同規模、不同方向的斷裂構造統稱為活動斷裂。這一觀點曾一度被中國許多學者所接受。Bonilla（1970）認為：「活動斷層是不久前曾經活動，且在不遠的將來可能再次活動的斷層」。丁國瑜（1982）提出：「嚴格說來，活斷層一詞的含義還有許多不明確和有爭議的地方。但一般說來，把活斷層限定為第四紀至今還活動的斷層，即指那些正在活動或斷續活動著的斷層」。任震寰（1983）、許學漢（1994）與其觀點相似。1983年聯合國教科文與國際地科聯組織的國際地質對比計劃——全球主要活動斷裂的對比項目（IGCP—206）將活動斷裂的研究時代從新近紀、第四紀一直持續到現今，把它作為一個連續的過程來處理。美國地球物理研究學會（1986）將活動構造定義為：「對人類社會有顯著影響的時間尺度（幾十年～幾百年）內產生地殼變形的構造過程」。美國原子能委員會和美國核規范委員會將過去5萬年內至少發生一次顯著活動或過去50萬年內發生一次以上顯著活動的斷裂構造稱為能動斷裂。李興唐等（1987）認為，第四紀以來活動過，且未來有可能活動的斷裂稱為活動斷裂。強調活動斷裂必須是基岩內的前第四紀深斷裂或在第四紀期間復活的區域性大、中型斷裂。而對於那些在斷裂帶內或其附近的第四系中，存在著與它有成因聯系的構造形變出露於第四系中的規模較小的斷層，只能稱其為第四紀斷層或活斷層，以示與前者的區別。中華人民共和國岩土工程勘察規范（GB50021—2001）將全新地質時期（1萬年）有過地震活動或近期正在活動，在今後100年內可能繼續活動的斷裂定義為全新活動斷裂；將近500年內發生過5級以上地震、未來100年內可能發生5級以上地震的全新活動斷裂定義為發震斷裂；將1萬年以前活動過、1萬年以來沒有活動過的斷裂定義為非全新活動斷裂。鄧起東（2003）將晚更新世或距今10萬～12萬年以來有過活動的斷裂定義為活動斷裂。周本剛（2004）將距今3萬年（華南地區為5萬年）以來有過活動的斷層定義為工程活動斷層。

總之，目前關於活動斷裂的定義還存在很大的分歧，還沒有一個各行業通用的國際標准和國家標准。綜合考慮上述有關活動斷裂的觀點和有關國家標准並結合青藏高原和西南地區新生代以來的構造演化規律，認為在青藏高原及其周邊地區的重大工程規劃過程中，將第四紀以來有過活動的斷裂作為活動斷裂來處理是比較適宜的，鑒於青藏高原東南部高山峽谷區的地形地貌條件和第四紀地質特點，應當將晚更新世以來的活動斷裂作為重點研究對象。

二、活動斷裂的主要研究方法

1.活動斷裂的鑒別標志

對活動斷裂的鑒別標志，易明初（1993）進行過系統總結，歸納出地層標志、地貌標志、斷裂破碎帶標志、地下水標志、岩漿活動標志、地震標志、遙感標志、考古標志和儀器測量標志9大類76條活動斷裂鑒別標志。許學漢（1994）提出從地形地貌、形變觀測、地球物理異常、遙感影像特徵、地震活動性、火山活動、溫泉分布及構造事件測年等不同方面鑒別活動斷裂。Keller和Pinter（1996）從歷史地震與古地震、第四紀地質、構造地貌、大地測量、地貌指數、河流變遷、海岸地貌和造山作用不同角度，系統論述活動斷裂鑒別標志。韓同林（1987）對西藏活動構造分布、形成時代與構造-地震、構造-地貌、構造-地熱關系進行過專門討論。吳章明等（1992）從構造地貌、地震地質和遙感影像角度分析了西藏中部活動斷裂鑒別標志。丁國瑜等（1993）進一步論述了不同類型活動斷層及分段性鑒別標志，包括形態標志、地貌標志、變形標志、岩石地層標志、地震標志和地球物理標志。馬宗晉（1992）將活動斷裂鑒別標志歸納為遙感影像標志、構造地貌標志、地層變動標志、水文地質標志、斷裂結構組成標志和斷裂微地貌標志幾大類型。以下結合滇藏鐵路沿線的地質構造背景，對適合高山峽谷區活動斷裂鑒定的主要標志總結如下：

（1）遙感影像標志

活動斷裂在衛星和航空遙感圖上常有顯著的線性影像標志，尤其是主幹活動斷裂在遙感影像圖上常呈現出明顯的線性淺色或深色帶。線性色調的粗細、長短、深淺、隱顯是區分活動斷裂規模、活動強弱的重要標志；強烈活動斷裂的特徵一般是線性色調明顯或兩側色調反差強、影像粗、連續性好，往往反映長達百餘公里、寬至數公里的活動斷裂帶；活動性不明顯的斷裂，線性形跡僅隱約可見，兩側色調反差微弱，肉眼難以分辨，缺少第四紀活動標志（馬宗晉，1992）。

對ETM衛星遙感資料進行特殊圖像增強處理，能夠使活動斷裂及相關地形、地貌、水系、沉積等線性影像更加清晰，從而提高活動斷裂遙感解譯的精度和可靠性。滇藏鐵路沿線的ETM遙感數據和圖像質量總體優良，對活動斷層及斷層位移具有良好的解譯效果。在一些關鍵地段，將中小比例尺的衛星遙感影像和大中比例尺航空照片結合起來進行綜合解譯，或者應用高精度、高解析度的SPOT衛星遙感資料鑒別活動斷層、確定斷層位移，取得了很好的效果。

（2）斷裂帶構造變形與斷層位移標志

斷裂運動常伴有強烈的構造變形，形成不同類型的構造岩和形變構造。斷裂帶常見的構造岩包括斷層角礫岩、碎裂岩、碎粒岩、假玄武玻璃、斷層泥等。活動斷層破碎帶常發育新鮮的斷層泥或未膠結的鬆散斷層角礫、沿斷層帶發育構造楔和崩積楔；在一些斷層面發育擦痕、階步和摩擦鏡面，對斷層擦痕、階步進行觀測可判斷斷層性質和運動方向。斷層泥、斷層鈣質膠結物和崩積物可用熱釋光、光釋光、鈾系、ESR、¹⁴C方法測年，以便進一步確定斷層活動時代。活動斷層破碎帶常切割第四紀地層，斷層內部常發育不同類型的節理或裂隙，部分活動斷層發育片理，並伴生小型褶曲。不同性質的活動斷層具有不同特點的斷層位移，活動走滑斷層常長距離水平錯動第四紀地貌面如夷平面、河流階地、湖岸階地與水系、山脊、沖洪積扇等，導致水系與沖洪積扇定向遷移；部分活動走滑斷層切割錯斷河流，形成斷頭河和斷頭溝。活動正斷層切割第四紀地貌面，導致地貌面高度梯次規律性變化，如玉龍雪山東麓活動斷裂成為盆-山邊界斷層。活動逆斷層切割錯動地貌面，導致地貌面順斷裂帶發生梯次抬升，如喜馬拉雅山主中央逆沖斷裂帶（MCT）。通過觀測斷層錯動的第四紀不同時期沉積標志，可以鑒別活動斷層性質和不同時期位移量，估算斷層運動速度。在探槽揭露的斷層帶和天然斷層剖面，對斷層產狀、構造岩結構組成、錯斷地層時代、斷層運動特點進行觀測，對鑒別活動斷層、測定斷層活動時代、判別斷層性質具有重要意義。

（3）地層與沉積標志

盡管滇藏鐵路沿線大部分處於高山峽谷區，但在活動斷裂調查過程中，地層與沉積標志仍是鑒別活動斷層、判別斷層活動時代的良好依據。通過觀測斷層與地層關系，測定受斷層切割、錯斷、控制的地層時代，能夠良好地確定斷層活動時期。滇藏鐵路沿線廣泛分布著第四紀不同時期冰磧和冰水沉積、湖相沉積、沖洪積物等，對這些沉積地層進行精確測年，建立第四系地層的年代框架，能夠為鑒別、研究活動斷層提供重要科學依據。明顯切割、錯動上更新統湖相沉積地層、上更新統河流相礫石層、上更新統冰磧物和冰水沉積物、上更新統泉華沉積而未明顯切割全新統沉積層的斷層均屬晚更新世活動斷層；明顯切割、錯斷全新統河流相砂礫石層、全新統湖相沉積層、全新統泉華沉積、全新統冰磧和冰水沉積的不同性質斷層均屬全新世活動斷層。

（4）地震標志

活動斷裂不均勻粘滑運動是孕育地震的重要原因，活動斷裂對地震孕育、發生和分布具有顯著的控製作用。因此歷史地震和古地震是鑒別活動斷裂、研究斷裂活動習性的重要標志。古地震、歷史地震、現代地震分布明顯受活動斷裂控制，地震遺跡如地表地震破裂帶、堰塞塘、地震裂縫、地震陡坎、地震崩積楔、地震沙土液化、地震崩塌、古地震溝成為全新世活動斷裂（地震斷裂）重要鑒別標志。儀器觀測、記錄地震震中的顯著線性分布能夠良好地揭示地震斷裂的空間分布。古地震斷層具有快速切割、錯動痕跡，如快速剪切、錯斷鬆散沉積物中的礫石、結核、湖相沉積和人工建築。古地震斷層被後期沉積所覆蓋、掩埋，通過確定切割地層和覆蓋層的時代，可以判別古地震發生相對時代和古地震復發規律。古地震溝是古地震活動所遺留的具有陡坎的線性凹地和線性溝槽（馬宗晉，1992），是鑒別古地震和地震斷裂的重要標志之一。

統計分析表明，地震震級和復發周期與斷層運動速度存在函數關系，斷層運動速度越大，活動性越強，地震復發周期越短。因此，地震破裂、地震分布、地震遺跡既是研究地震活動規律的重要線索，也是鑒別地震斷裂、研究斷裂活動規律的重要標志。值得指出，活動斷裂鑒別的地震標志僅適用於粘滑型地震斷裂，對蠕滑型活動斷裂需要應用其他非地震標志進行鑒別。

（5）地貌標志

不同性質的活動斷層對地貌形成演化都具有顯著的控製作用，形成不同類型的斷層地貌。常見活動斷層地貌包括斷層陡坎、斷層三角面、斷層溝谷、斷層隆起、懸谷與斷層崖、不對稱地貌階地、地貌分界及地貌梯度帶。不同類型的斷層地貌成為不同性質活動斷層鑒別的常用標志；但僅據活動斷層的地貌標志難以確定斷層時代和准確標定斷層位置，需要與沉積標志、地震標志、物探標志及年代學標志等有機地結合，進行綜合分析，必要時可以考慮使用鑽探和槽探方法進行揭露。

活動斷層切割現代水系和溝谷，導致水系和溝谷錯位、偏離、急劇拐彎，形成斷頭河、斷尾河、斷塞塘及斷層兩盤河谷寬度的不對稱現象。活動斷層也能夠切割、錯斷現代沖洪積扇體，切割、錯斷夷平面、河流階地、山脊、湖積台地，成為鑒別活動斷層、測量斷層位移的重要標志。

（6）溫泉活動

天然溫泉是地殼深部熱水沿活動斷裂運移、富集並向上湧出地表所形成的、具有較高溫度的上升泉水，是地球內部熱能釋放的重要方式之一。溫泉據泉水溫度劃分為低溫溫泉（25～40℃）、中溫溫泉（40～60℃）、中高溫溫泉（60～80℃）、高溫溫泉（80～100℃）和沸泉（≥100℃）。絕大部分天然溫泉分布都嚴格受活動斷裂控制，出露於斷層谷地和山麓地區斷層破碎帶；很多著名的溫泉發育於不同方向區域性活動斷裂的交叉復合部位，高溫溫泉活動帶和強烈地震活動帶在空間上具有良好的對應關系。張性正斷層、張扭性斜滑斷層和扭性走滑斷裂都是溫泉形成的有利構造部位，部分中低溫溫泉受褶皺構造和地形地貌控制，與斷裂關系不明顯。

滇藏鐵路沿線絕大部分溫泉都成群、成帶分布於活動斷裂帶與裂陷盆地、拉分盆地與斷陷盆地，盆地內部溫泉空間展布明顯受盆緣邊界活動斷裂或盆內活動斷層控制。因此，天然溫泉既是斷裂活動的產物，又是活動斷裂的重要鑒別標志，環形或橢圓形溫泉群常指示不同方向活動斷裂的交叉復合，線性展布的溫泉群和泉華群能夠較好地指示活動斷裂的位置。

（7）地球物理異常

地球物理探測如電法勘探、地震反射、氡氣測量能夠較好地揭示隱伏活動斷裂的位置、產狀和性質，是活動斷裂鑒別的重要標志。活動斷裂具有良好的含水性，產生顯著的低電阻率異常，與完整岩石之間的電性差異較大。採用直流電聯合剖面測深方法，通過固定電極距的電極排列，沿剖面線逐點供電和測量，獲得視電阻率剖面曲線。應用電法勘探獲得測線的視電阻率曲線，地下岩層、土層橫向電性變化有明顯反應，對追索構造破碎帶、確定活動斷層位置具有良好效果。氡氣放射性測量是勘測活動斷裂的成熟方法，通過測量土壤氡及其衰變子體產生的α粒子的數量，能夠有效地確定活動斷層和構造破碎帶位置和寬度。部分學者觀測到氡氣含量在地震前後的顯著變化規律，並嘗試應用氡氣含量連續觀測方法監測斷層運動和地震活動規律。活動斷裂還具有顯著的地震波速異常，斷層面和斷層破碎帶對地震波傳播具有顯著影響，能夠利用地震探測方法揭示活動斷層和隱伏活動斷層的產狀、性質和延伸情況。

2.斷裂活動時代的測年方法

測年技術的發展為定量研究斷裂活動時代提供了有效工具，常用的活動斷裂測年方法包括鈾系等值線測年、電子自旋共振（ESR）測年、熱釋光（TL）測年、光釋光（OSL）測年和¹⁴C同位素測年，通過測定斷層切割最新地層、覆蓋斷層的最老地層、斷層破碎帶方解石脈、斷層泥和構造楔形體的形成年齡，確定斷層形成與活動時代。本次研究主要應用鈾系等值線、電子自旋共振（ESR）、熱釋光（TL）、光釋光（OSL）、¹⁴C等測年方法，取得可靠的年代學數據。

（1）鈾系等值線法測年

鈾系法是鈾系不平衡測年方法的簡稱。鈾系不平衡測年方法的基本原理是：自然界中存在3個放射性衰變系列，放射性元素鈾、釷和錒的衰變遵循以下放射性衰變規律：

滇藏鐵路沿線地殼穩定性及重大工程地質問題

式中，t代表時間（年齡）；N₀為初始放射性強度；N為t時的放射性強度。放射性系列中的母體與子體元素在復雜的地球化學環境中，由於溶解度的差異、擴散遷移、吸附作用、齊拉-契滿斯效應等物理和化學性質的差別，當地質條件改變時，子體從母體的衰變鏈中分離出來，造成衰變平衡的破壞，從而使子體相對虧損或相對過剩。通過測定樣品中母體與子體含量，根據衰變產物的積累或過剩產物衰變的方法，可由衰變定律推算出年齡。

在天然放射性系列²³⁸U^-206Pb中，當母體與子體達到平衡時，有λ₁N₁=λ₂N₂=λ_nN_n。然而，當樣品所處的地球化學環境改變時，平衡鏈被破壞，造成子體的相對虧損或相對過剩，即鈾系不平衡。²³⁰Th和²³⁴U是衰變鏈中的2個子體，假定在封閉系統中，²³⁰Th全部由樣品的²³⁸U和²³⁴U衰變生成，那麼²³⁰Th／²³⁴U比值可用下式表示：

滇藏鐵路沿線地殼穩定性及重大工程地質問題

²³⁰Th隨時間的生長速率為：

滇藏鐵路沿線地殼穩定性及重大工程地質問題

式中，λ₂₃₀、λ₂₃₄、λ₂₃₈分別是²³⁰Th、²³⁴U、²³⁸U的衰變常數。根據實際測量得到的²³⁰Th／²³⁴U和²³⁴U／²³⁸U的比值，按照上述公式計算年齡t。²³⁰Th的半衰期（T_1／2）=75200年，這一方法可以測44～40萬年的樣品，是鈾系法中最為常用的方法。U系法測年范圍一般在4000年至30萬年之間。

對海洋珊瑚礁與洞穴純碳酸鹽，可直接測定樣品²³⁰Th/²³⁴U和²³⁴U/²³⁸U比值，計算樣品形成年齡。但湖相沉積與斷層相關碳酸鹽樣品常含早期礦物殘留物，由於難以將樣品碳酸鹽相和非碳酸鹽相完全分開，新生碳酸鹽礦物和殘留非碳酸鹽礦物年齡相差很大，因此常規分析方法難以得到合理的年齡數據。通常可以對所測量的含碳酸鹽沉積物樣品採用篩分和沉降方法對樣品進行粒級和密度分選，取得3～4個子樣；對每個子樣進行全溶，分別測定U、Th同位素比值，以²³⁴U/²³²Th對²³⁸U/²³²Th作圖，所得等值線斜率就是碳酸鹽²³⁴U/²³⁸U比值；以²³⁰Th/²³²Th對²³⁴U/²³²Th作圖，所得等值線斜率就是碳酸鹽²³⁰Th/²³⁴U比值；這樣得出的比值代表去掉碎屑和殘留物質污染的新生碳酸鹽的同位素比值，代入公式可計算得出新生碳酸鹽樣品的形成年齡，稱之為U系等值線年齡。

鈾系法測年樣品應新鮮，不純碳酸鹽中碳酸鹽樣品含量盡可能高。本次研究主要採用鈾系等值線法對湖相地層、鈣質泉華、鈣質膠結物進行測年，取得了良好效果。

（2）電子自旋共振（ESR）測年

斷裂在形成與活動過程中，沿斷裂破碎帶常形成不同類型的斷層裂隙，成為地下水或熱流體儲藏和運移的重要場所，並在一定溫壓條件下（溫度≤100℃，深度≤3 km）沉積同構造期方解石脈與石膏脈。採取同構造期的方解石脈與石膏脈樣品，應用電子自旋共振（ESR）方法測定其年齡，便可以確定斷層的形成活動時代。其原理是：樣品自形成以來，受到周圍環境的放射性輻射，在晶體內部產生空穴電子。樣品所受到輻射總劑量（Nd）與樣品所積累的空穴電子數量呈正比，而樣品空穴電子數量可通過ESR磁譜儀測定，由此可以確定樣品在地質歷史時期所受輻射總劑量（Nd）。

樣品所受輻射總劑量（Nd）的測定是ESR測年的關鍵。將樣品粉碎，挑選0.1～0.2 mm的純方解石或純石膏顆粒，在0.1N的鹽酸溶液中浸泡3分鍾；然後用蒸餾水清洗樣品，在60～70℃的溫度條件下將樣品烘乾。將烘乾後的樣品縮分為5～8份，每份樣品重300 mg。將縮分後的樣品用⁶⁰Co產生的劑量為5、10、20、30、40、50、60、70、80krad的γ射線照射。將照射後的樣品放入石英管，用ESR波譜儀測定樣品的波譜曲線與信號強度。樣品的ESR信號強度（I）與⁶⁰Co劑量呈線性相關關系或指數相關關系，相關直線或曲線在⁶⁰Co坐標上的截距（信號強度I=0）便為樣品自形成以來所受輻射總劑量（Nd）（Henning et al.，1983；Wagner，1998）。ESR測年的另外一個重要參數是年輻射劑量（D），與樣品放射性元素U、Th、K含量呈線性相關關系。可通過測定樣品或環境中放射性元素U、Th、K含量，根據放射性平衡模式得到各元素放射性衰變對α、β、γ射線強度的貢獻（Henning et al.，1983；Nambi and Aitkan，1986），計算年輻射劑量（D）。計算公式如下：

滇藏鐵路沿線地殼穩定性及重大工程地質問題

上式中，U表示放射性元素鈾含量（×10^-6），Th表示放射性元素釷含量（×10^-6），K表示放射性元素鉀含量（%）。在測定樣品輻射總劑量（Nd）與年輻射劑量（D）的基礎上，依據公式t=Nd/D，計算得出樣品年齡（t），進而確定斷層活動時期。

（3）熱釋光（TL）測年

熱釋光（TL）測年是從考古學發展起來的一種方法，目前已經成為第四紀沉積年齡和第四紀地質事件年代的重要測年手段。其原理是：物質加熱至400～500℃，能發出一種光（熱釋光），再加熱，光消失，即貯存的能量被耗盡。因為某些晶體礦物通過放射性元素能吸收一些能量，貯存起來，時間越長，吸收越多，主要吸收的是鈾、釷、鉀、⁴⁰K放射性衰變釋放出來的能量，這樣可測定岩石礦物生成或結晶時代和岩石礦物受熱時代。當岩石礦物受到斷層活動作用時，某些礦物有可能使原來的熱釋光能量全部退掉，重新積累能量。根據現在已知的能量大小可推斷其受熱事件的年代，即該晶體所經受的最後一次熱事件至今的年齡。

熱釋光法測年范圍可從幾百年至約50萬年，誤差2%～5%，測年最佳時段為5萬～10萬年。樣品採集對象主要為陶片、烘烤層、黃土及含大量方解石或石英顆粒的細砂或粉砂，樣品要求新鮮的，最好從表層刨進去20～50 cm，並進行周圍地質環境記錄。因此，在條件許可情況下，在採集陶片、磚瓦、方解石、砂土等樣品過程中，應把標本周圍的環境物質一起取來進行分析（表3-1）。

表3-1 熱釋光法測年采樣要求

（4）光釋光（OSL）測年方法

盡管TL方法可測對象種類多，然而在遇到諸如沉積作用（或構造事件）中樣品繼承性的輻射效應能否消除，即何時才作為計算沉積地質樣品的年齡起點等問題時，該類測年方法在應用理論和實驗技術上均存在難以克服的困難。為此，基於沉積作用（沉積物）的光釋光（OSL，Optically Stimulated Luminescence）測年技術開始產生並發展起來。OSL測年技術是由加拿大學者D.J.Huntley 1985年首先提出的，它為短期地質、氣候、考古事件的年代測定提供了一種有效的技術手段。與TL測年技術不同，OSL測年技術的零點是陽光，因而從根本上克服了TL測年技術零點難以確定的不足，這大大提高了測年的准確性。利用OSL信號來測定沉積物地層的年齡時，地質樣品應滿足如下條件：①沉積物中的石英等礦物在搬運、沉積過程中曾暴露在陽光之下，即使暴露的時間很短暫；②這些石英等礦物OSL信號具有足夠高的熱穩定性，即在常溫下不發生衰減；⑧沉積物沉積埋藏以來，這些石英等礦物處在恆定的電離輻射場里，它們所接收輻射劑量率為常數，這要求沉積層基本上處於U、Th、K封閉體系。只有這樣，石英等礦物天然積存的OSL信號強度測量值才是自然樣品所在沉積層的沉積年齡。

（5）¹⁴C同位素測年方法

¹⁴C同位素測年是晚第四紀研究中最常用的測年方法。在含碳質的生物死後，同位素¹²C、¹³C及¹⁴C的交換停止，這時¹⁴C按指數規律不斷衰變，半衰期為5730±40年。含碳質的物質年齡越長，剩下的¹⁴C越少。¹⁴C方法所測得年齡可由4萬年至幾百年，現在最新技術可檢測到12萬年的樣品。我國用¹⁴C年齡測定法所測得岩層的年齡最老的是5萬年。

常用¹⁴C同位素測年方法測定與斷層活動相關的沉積層含碳物質的年代，從而間接推知斷層活動的年代。測定被錯斷的沉積層年代，可得知斷層活動的下限年代；測定斷層活動的相關堆積物（如斷塞塘和崩塌楔等底部）年代，可得知斷層活動的年代；測定沒有變動的斷層上面的覆蓋沉積層年代，可得知斷層活動的上限年代。¹⁴C樣品包括各類有機碳和無機碳，樣品採集量與樣品中碳的含量有關（表3-2），對於年齡大於36000年或要求有較高精度的樣品，樣品採集量應為要求量的2倍。

（6）地質定年方法

滇藏鐵路沿線部分活動斷裂發育於第四系分布區，部分活動斷裂位於基岩出露區。第四紀不同時期、不同類型的沉積層以及地貌標志可以在鑒別活動斷裂、判別斷裂活動時代方面發揮重要作用。例如，研究程度比較高的第四紀冰磧與冰水沉積層、第四紀湖相沉積層、第四紀泉華沉積、第四紀地貌面、河流階地、河流沉積等通過區域研究和對比都有相應的時代歸屬，在不易取到年齡樣品的情況下，可以直接通過研究活動斷裂與這些沉積層和地貌標志之間的切割、覆蓋關系，大致判別第四紀斷裂的形成活動時代，為分析斷裂活動規律、估算斷裂運動速度提供重要資料。

表3-2 ¹⁴C同位素測年采樣要求

三、活動斷裂的分級

斷裂帶分級是區域地殼穩定評價需要考慮的重要方面之一。李興唐等（1987）認為，產生大地震的活動斷裂總是沿著近代活動的深斷裂和新生代以來形成的深斷裂和裂谷發育。如果沒有深斷裂，較完整的地塊不會發生中強以上地震（Ms≥5）。斷裂延伸越長，切割深度越大，斷裂的規模、深度越大。斷裂帶岩石的粘結程度越高，所需要的形變應力越大，地震的震源規模和震級也就越大。因此，斷裂規模和切割深度是控制地殼近代活動性、地震帶的極重要的因素。許多工程地質和構造地質學家都重視深斷裂與地殼近代活動性和地震的關系。

張文佑先生（1975）按照斷裂的切割深度，將斷裂分為4級，即岩石圈斷裂、地殼斷裂、基底斷裂和蓋層斷裂。在區域地殼穩定性評價研究中，斷裂帶分級的主要指標通常包括：斷裂帶的規模（斷裂帶的長度、寬度及其所涉及的構造層次等）、斷裂帶與該區不同級別活動地塊的關系及其在地塊活動中所起的作用。根據青藏高原東南緣的地質構造格局以及最新的活動地塊劃分方法，可將研究區的活動斷裂劃分為4級（表3-3）。構成一級活動地塊邊界的活動斷裂帶屬於一級斷裂帶（岩石圈斷裂），如雅魯藏布江斷裂帶、紅河斷裂帶。位於一級地塊內部構成二級活動地塊邊界的活動斷裂帶屬於二級斷裂帶（地殼斷裂），如德欽-中甸斷裂帶、龍蟠-喬後斷裂帶、麗江-劍川斷裂帶和永勝-賓川斷裂帶等。位於二級活動地塊內部的次一級活動斷裂帶屬於三級斷裂帶（基底斷裂），如麗江-大具斷裂、松桂西緣斷裂帶和鶴慶東緣斷裂帶等。位於盆地內部的中小規模斷裂一般屬於蓋層斷裂。

表3-3 活動斷裂的分級及其主要特徵表

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4. 活動斷裂的主要活動方式及其動力學機制分析

活動斷裂的活動性及其活動方式研究既是青藏高原隆升機制與動力學過程所需要依據的基礎信息，又是進行區域地殼穩定性評價的重要指標。較為詳細的野外地質調查成果、GPS位移場觀測數據和構造應力場數值模擬結果為系統分析滇藏鐵路沿線活動斷裂的主要活動規律及其動力學機制奠定了基礎。從前文所述可以看出，青藏高原不同地區的變形方式是不一致的，相應地，滇藏鐵路沿線的斷裂活動規律具有明顯的分區性。以下分成藏南區、藏東南區和滇西北區對主要活動斷裂的活動規律及其動力學機制加以總結和闡述。

一、藏南區活動斷裂的主要活動方式及其動力學機制

晚新生代以來，在印度板塊向NE方向的強烈推擠作用下，青藏高原南部形成以逆沖對疊為主的喜馬拉雅前陸逆沖楔，塑造了該區基本構造格局。滇藏鐵路拉薩-林芝段所在的藏東南區，在晚近時期，一方面隨著NE向的推擠，深部物質向東流動，導致地殼表層整體產生向北和向東的位移分量；另一方面，在NE向主壓應力產生作用的同時，出現SE-SSE方向的伸展或拉張，形成和加劇了一系列NNE向的裂谷或斷陷盆地的形成和發展，控制這些盆地的邊界斷裂成為第四紀以來特別是晚更新世以來活動性較強的構造部位，它們的活動方式以正斷為主，如：亞東-那曲裂谷帶、桑日-沃卡裂谷帶等，這些部位也是現代地震的頻發區。在上述應力作用下，還可以產生NW向的右旋和NE向的左旋共軛走滑斷裂，這些走滑斷裂也控制了一些沉積盆地的形成，它們主要分布在拉薩以西地區。而相對較早發育的近EW向構造變形帶，如雅魯藏布江變形帶、工布江達-墨竹工卡變形帶等，隨著板塊拼貼的完成，其與周邊物質主要以整體運動的形式存在，晚更新世以來的活動性明顯變弱，只是在林芝以東受到東喜馬拉雅構造結的阻擋，產生NE向的弧形偏移蔽猜。

應當指出，盡管上述近EW向構造變形帶在第四紀期間活動性較弱，但它們仍可構成地下水貫通和傳導的通道，因此，該段鐵路沿線沿EW向構造變形帶出現一系列的溫泉、沸泉是可以理解的。

二、藏東南區活動斷裂的主要活動方式及其動力學機制

藏東南區（三江區）活動斷裂的突出特徵是表現為一系列醒目的NW向走滑斷裂帶，如嘉黎斷裂帶、怒江斷裂帶、瀾亮鄭滄江斷裂帶、金沙江斷裂帶等。前已敘及，印度板塊與歐亞板塊碰撞過程中，在喜馬拉雅山脈的東、西兩端形成了東喜馬拉雅構造結（阿薩姆）和西喜馬拉雅構敬並頌造結（帕米爾）。印度板塊在向北持續的擠壓作用和向北推移過程中存在反時針的旋轉（圖7-14），從而在南迦巴瓦地區形成或加強了東喜馬拉雅構造結的楔入（Dewey et al.，1989；劉宇平等，2000），這種楔入作用所產生的地質效應在三江區活動斷裂的演化和活動方式方面起到了重要作用，也使得東喜馬拉雅構造結成為三江區與藏南區活動構造的分界帶或過渡帶。

圖7-14 印度板塊相對歐亞板塊向北連續位移圖

南迦巴瓦楔入構造由楔入體和走滑斷層系組成。楔入體由前寒武紀的喜馬拉雅構造單元構成，它是印度板塊的基底，呈NE向延伸數百千米、寬約數十千米（圖7-15）。通過線理、片麻理及面理褶皺分析，至少可識別出3次構造變形（劉宇平等，2000）：第一次構造變形自北向南逆沖，喜馬拉雅構造單元中形成EW走向、北傾並向南逆沖的斷層系及相應的EW向褶皺；第二次構造變形以NE向的走滑剪切、向南逆沖和向北的伸展為特徵，NE向的走滑主要發生在喜馬拉雅構造單元的東西兩側，東側為旁辛-汗密右旋走滑剪切帶，西側為米林-魯朗左旋走滑剪切帶，喜馬拉雅構造單元的內部以向南逆沖為特徵；第三次構造變形以抬升和走滑變形為特徵，抬升主要發生在構造結的核部，旋轉走滑作用產生於構造結的外部，成為三江區走滑活動斷裂系形成和發展的主要力源。

圖7-15 南迦巴瓦地區地質構造單元示意圖

在南迦巴瓦地區，東喜馬拉雅構造結的楔入作用導致了大峽谷的形成和發展；在區域上，楔入作用促進了青藏高原東南部物質以東喜馬拉雅構造結為核心的順時針轉動。由於旋轉的差異性，從旋轉的核心向外分別出現右旋走滑、共軛剪切和左旋走滑；靠近核心以右旋走滑為特徵，如嘉黎右旋走滑剪切帶、怒江右旋走滑斷裂帶等；外側以鮮水河-小江左旋走滑剪切帶為代表，而在兩剪切帶之間可左旋與右旋共軛出現。這一構造動力學機制與青藏高原東南部GPS位移場觀測結果和現代構造應力場的數值模擬結果是一致的。

滇藏鐵路所在的三江區主要靠近東喜馬拉雅構造結的核心部位，第四紀以來的構造活動以隆升為主，NW向活動斷裂的右旋運動幅度相對較小，如怒江斷裂、瀾滄江斷裂等，而共軛剪切作用產生的部分NE向活動斷裂（如巴塘斷裂等）及其控制的斷陷盆地的活動性相對比較明顯，並成為重要的地震構造帶。這些NE向活動構造帶的存在，一方面說明地殼深部塑性流動的存在，另一方面，不排除在這些地區的地表伴隨地震活動出現新生斷裂。

三、滇西北區活動斷裂的主要活動方式及其動力學機制

滇藏鐵路所經過的滇西北區主要位於著名的「川滇菱形塊體」。川滇菱形塊體由金沙江斷裂-紅河斷裂以及鮮水河斷裂-安寧河斷裂-小江斷裂帶所圍限。前人研究表明，川滇菱形塊體作為一個獨立的和統一的新構造單元參與青藏高原構造區的變形調整，以其特有的走滑擠出變形為主。由於不同性質斷裂帶的活動，川滇菱形塊體被分割成幾個次級塊體參與青藏高原東南邊緣地殼的變形調整，地殼塊體除了向南和南東的滑移外，還兼有剛性塊體轉動，其運動圖像十分復雜（圖7-16）。各次級塊體的最新構造變動包括平移、順時針轉動和垂向隆升等，是印度板塊-歐亞板塊碰撞、印度板塊北移引起板塊邊緣或內部強烈隆起、變形局部化和物質東向逃逸受阻引起的應變響應。

圖7-16 川滇地區活動斷裂分布與地殼運動狀態圖

最新構造變動的矢量分析和GPS實測到的現今地殼運動一致地顯示，羌塘地塊、馬爾康塊體西北次級塊體和滇中次級塊體等存在著自西向東連續向南偏轉的東向運動，表明紅河斷裂帶以北川滇地區最新構造變動的力源來自於青藏高原物質東向滑移。因此，無論是紅河斷裂帶以西地區塊體的順時針轉動，還是川滇菱形塊體SE向平移疊加順時針轉動，都是印度板塊與歐亞板塊碰撞、印度板塊北偏東向運移在青藏高原與相對穩定的華南地塊之間近SN向右旋剪切變形區的應變響應，但轉動模式有明顯區別。紅河斷裂帶以西地區是板塊邊緣近SN向至NW向右旋剪切變形帶內部次級NE向斷裂左旋走滑引起次級塊體的順時針轉動；而川滇菱形塊體明顯的順時針轉動則主要起因於青藏高原中部羌塘地塊東向滑移，並在與華南地塊交接部位強烈受阻，造成川滇菱形塊體東西兩側邊界斷裂的滑動速率東大西小，引起川滇菱形塊體內部次級塊體疊加在SE向平移運動之上的被動式順時針轉動（徐錫偉等，2003）。中更新世中晚期開始至今（約距今0.4 Ma以來），喜馬拉雅事件在整個川滇地區幾乎同時發生，川滇塊體各主要邊界構造帶再次呈走滑運動，是川滇菱形塊體最新一期走滑擠出運動的開始，這種變形與運動格局一直持續至今。

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