简述断裂问题分析方法

1. 断裂、线性构造解译资料的分析方法

在遥感图像上解译出的大量线性构造在研究时需要作进一步的统计和归纳分析,以便正确地认识一个地区的断裂、线性构造的发育特点和空间分布规律。

(一)线性构造的空间分布规律

同一应力场作用下形成的断裂线性构造,其空间展布的特点主要表现为:

1.平行等间距分布

在同一地区同一应力场作用下形成的同一规模、同一性质、同一方向的线性构造在空间上具有平行等间距分布的规律,这种分布规律具有区域性特点,与水平挤压地应力波动传递方式有关。线性构造的规模与其间距成正比,规模越大,间距越大。在一定范围内应用平行等间距分布规律可以预测隐伏断裂的存在位置,还可以作为推断线性构造规模大小的依据之一。

2.网格状分布规律

在小比例尺卫星图像或其镶嵌图上解译出的区域性或全球性的线性构造常常呈现为网格状的图形。有些学者认为,这是由于地球自转产生的南北向压应力而形成的具有全球性分布的北西和北东向展布的两组剪切构造及南北向的张性和东西向的压性线性软弱带。有些学者认为,不同陆块上北东向和北西向两组剪切线性构造角度的偏差,可能指示了不同陆块之间相对的漂移运动。

3.模式组合规律

一些局部的构造的解译,可能找到类型上一些线性构造组合模式。如果能把这种组合模式与大区域构造应力场所形成的线性构造区分开来,从而能帮助对局部构造的识别,这对隐伏构造解译尤为有用。如图8-12所示,小侵入体或火山管道上方常产生放射状模式;较大的侵入体或大盐丘顶部可能形成一种空心的环状-放射状模式;紧闭背斜轴部可以发育平行的张性断裂;开阔背斜轴部常产生张性断陷构造;盐丘褶皱上的断裂在其尾部常具有向外张开分叉的趋势;在时代较新的盐丘及穹窿构造的边缘常出现断续的环状-放射状断裂。

图8-12 构造模式图

利用线性构造的平面组合模式可以作应力场分析及断裂性质、类型、构造形成序次等研究。把线性构造平面组合形态与构造力学结合起来,按照一定的应力模型对线性构造作必要的分类、筛选和赋予相对时代的含义,对正确认识区域构造特征具有重要意义。

(二)线性构造统计分析方法简介

为半定量或定量地研究线性构造的空间分布规律,通常基于概率论并应用数理统计的方法来研究线性构造的长度、密度、频率、方位等特征。这些统计分析资料,有利于降低目视解译中主观任意性带来的影响,还便于和物化探资料对比分析和进行多源地学数据的综合处理。线性构造统计分析的基础资料是遥感图像线性构造解译图或计算机自动检测提取的线性构造图,分析所用的基本数据是线性构造的长度、方位和数量等。在分析中一般把线性构造都作为直线段看待。随着计算机技术的引入,线性构造统计分析的速度和效率得到大大的提高,并且统计方法也越来越多,如方位分析、密度分析、偏差指数分析、方位异常度分析、优益度分析、空间距离测度分析、趋势面分析等等(庄培仁等,1986;王润生等,1992)。下面介绍两种常用的方法:

1.方位分析

方位分析的目的是了解区域或局部线性构造展布方向的特征。全区方位分析是在全区线性构造解译图上统计各方位(角度)区间内线性构造的条数或总长度,根据线性构造数量的多少,角度间距一般以5或10°为宜;局部方位分析是将全区线性构造解译图按一定的网格划分出统计单元,统计每个网格中的上述数据。一般将统计数据用玫瑰花图或直方图表示。

玫瑰花图是在半圆内(180°空间)或圆内(360°空间)按角度区间,以半径表示线性构造的条数或总长度,从而作出方位-长度玫瑰花图或方位-频数(条数)玫瑰花图。在作玫瑰花图时,可以按一定间距的规则网格作出规则分区的玫瑰花图,也可以按地质单元、构造单元或自然地理单元作出不规则分区的玫瑰花图,用来对比不同单元中构造特征的差异。直方图多用来作全区方位分析,其作法是以线性构造方位角为横坐标,各方位区间内线性构造的频数(条数)或长度和为纵坐标,可作出方位一频数直方图和方位-长度直方图。上述图件可以用以确定线性构造方位分组,了解区内线性构造优势方位,作区域构造应力场分析的辅助资料,区分区域构造和局部构造的关系等。

在方位分析时应注意,在不同比例尺的图像上或不同尺寸的采样网格上取得的统计分析结果会有差异的,这可能反映了区域线性构造(大型断裂构造)和局部线性构造(断层、节理)之间的序次关系;也可能是不同比例尺遥感图像对线性构造抽象能力不同有关。

2.密度分析

密度是指每一统计网格单元内线性构造的总长度或总条数或线性构造结点数等,这些统计数据常用等密度图(密度等值线图)来表示,还可以借助图像处理技术变换成灰度图像或彩色图像。线性构造等密度图反映了线性构造空间密度分布的数字特征和结构特征,这些特征可以提供隐伏构造、深部构造信息和提供找矿线索。

等密度图的基本作法是以一定的采样网格(一般采用正方形网格)对线性构造图采样,计算每个网格(即单位面积)内线性构造的总长度或总条数或不同方位线性构造交点数,将这些数据置于各网格的中心,然后以这些数据选择合适的密度间隔插值作出相应的平面等值线图。如线性构造长度(或条数)等密度图,线性构造结点(交叉点)等密度图。在实际工作中既可作全方位线性构造等密度图,也可以作某一方位线性构造等密度图(如南北向、东西向、北东向、北西向),用来研究这一方向线性构造的发育规律、分带特征等。此外,还可以在同一张线性构造图上采用不同大小的采样网格作出一系列等密度图以分析不同规模的线性构造特征,一般所划分的采样网格的尺寸应与所要研究的线性构造的规模大体相当,如研究断层、节理等分布特征时可采用较小的网格,研究区域大型断裂构造分布特征时宜采用较大的网格。有时在统计过程中常对大型线性构造赋以一定的加权值,以达到突出区域大型线性构造的目的。

对线性构造统计资料的解释和分析应用,是遥感构造工作重要内容。解释和分析一定要:第一,根据地质实际来进行正确解释;第二,在紧密围绕研究工作的目的来进行。

线性构造的方位统计资料,通常可以回答研究区的线性构造优势方位、分组特点。与地面地质配合,有时还可以有助于对区域构造应力场的分析。对密度统计资料的分析应用,随具体情况而异。通常高密度异常区常代表断裂或褶皱的发育部位,低密度异常区可能代表构造相对稳定的地块或第四系覆盖区,呈面状分布的高、中、低密度区常与一定的岩性分区有一定的对应关系。其次是进行密度异常区的形态结构分析。按高密度及低密度圈闭区等值线的形态、延伸方向、密度梯度带的延伸方位等可以确定区内主要线性构造的发育部位及分带性等。如单向延伸的高密度区或密度梯度带可能代表着大型断裂构造或隐伏断裂构造的分布位置及延伸方向;外围为低密度区、中间为高密度区或外围为高密度区、中间为低密度区的环形闭合等值线可能表明隐伏的穹窿构造或等轴状侵入体、火山机构等环形构造的存在;单向延伸的高密度异常区的相间分布代表了线性构造的分带性等。此外,对线性构造等密度图的解释还应结合所掌握的地质资料和物化探等资料,特别是与相应比例尺的航磁图、重力资料进行对比,以揭示深部构造特征,与相应比例尺的化探资料对比,来分析控矿构造和容矿构造的特征等。

2. 活动断裂的涵义及研究方法

自20世纪20年代Willis和Wood提出活断层的概念以来，活动断裂的研究一直受到各国际地学组织、地质学家和工程地质专家的重视，这是因为活动断裂不仅为研究现今地球动力学提供了最为重要和直接的证据，而且活动断裂控制了内外动力地质灾害的发生，同时断裂的蠕滑和粘滑还可能使建（构）筑物遭受不同程度的破坏。目前，人类工程活动正向深部和活动构造区不断推进，活动断裂引发的工程地质问题和地质灾害日益突出，这迫使人们投入大量的人力和物力去研究活动断裂。

一、活动断裂的涵义

到目前为止，对活动断裂的定义国内外还存在不同的观点和认识，主要集中在活动断裂的最新一次活动的时间下限、活动断裂分类（活动强度级别和活动时间的界限划分）等方面。产生上述分歧的主要原因是：①目前国内外划分活动断裂的标准和原则不统一；②各研究者在地壳运动规律的认识上存在差别；③研究者所处的行业不同，特别是研究活动断裂的目的和任务不同。

Willis（1923）将活动断裂定义为：“有可能发生滑动的断层”，尼古拉耶夫（1962）将新近纪以来形成的、决定现代地形基本轮廓的各种构造运动和构造变动称为新构造运动，将新构造运动时期所形成的不同类型的构造变形系统称为活动构造，将新构造运动期形成的不同性质、不同规模、不同方向的断裂构造统称为活动断裂。这一观点曾一度被中国许多学者所接受。Bonilla（1970）认为：“活动断层是不久前曾经活动，且在不远的将来可能再次活动的断层”。丁国瑜（1982）提出：“严格说来，活断层一词的含义还有许多不明确和有争议的地方。但一般说来，把活断层限定为第四纪至今还活动的断层，即指那些正在活动或断续活动着的断层”。任震寰（1983）、许学汉（1994）与其观点相似。1983年联合国教科文与国际地科联组织的国际地质对比计划——全球主要活动断裂的对比项目（IGCP—206）将活动断裂的研究时代从新近纪、第四纪一直持续到现今，把它作为一个连续的过程来处理。美国地球物理研究学会（1986）将活动构造定义为：“对人类社会有显着影响的时间尺度（几十年～几百年）内产生地壳变形的构造过程”。美国原子能委员会和美国核规范委员会将过去5万年内至少发生一次显着活动或过去50万年内发生一次以上显着活动的断裂构造称为能动断裂。李兴唐等（1987）认为，第四纪以来活动过，且未来有可能活动的断裂称为活动断裂。强调活动断裂必须是基岩内的前第四纪深断裂或在第四纪期间复活的区域性大、中型断裂。而对于那些在断裂带内或其附近的第四系中，存在着与它有成因联系的构造形变出露于第四系中的规模较小的断层，只能称其为第四纪断层或活断层，以示与前者的区别。中华人民共和国岩土工程勘察规范（GB50021—2001）将全新地质时期（1万年）有过地震活动或近期正在活动，在今后100年内可能继续活动的断裂定义为全新活动断裂；将近500年内发生过5级以上地震、未来100年内可能发生5级以上地震的全新活动断裂定义为发震断裂；将1万年以前活动过、1万年以来没有活动过的断裂定义为非全新活动断裂。邓起东（2003）将晚更新世或距今10万～12万年以来有过活动的断裂定义为活动断裂。周本刚（2004）将距今3万年（华南地区为5万年）以来有过活动的断层定义为工程活动断层。

总之，目前关于活动断裂的定义还存在很大的分歧，还没有一个各行业通用的国际标准和国家标准。综合考虑上述有关活动断裂的观点和有关国家标准并结合青藏高原和西南地区新生代以来的构造演化规律，认为在青藏高原及其周边地区的重大工程规划过程中，将第四纪以来有过活动的断裂作为活动断裂来处理是比较适宜的，鉴于青藏高原东南部高山峡谷区的地形地貌条件和第四纪地质特点，应当将晚更新世以来的活动断裂作为重点研究对象。

二、活动断裂的主要研究方法

1.活动断裂的鉴别标志

对活动断裂的鉴别标志，易明初（1993）进行过系统总结，归纳出地层标志、地貌标志、断裂破碎带标志、地下水标志、岩浆活动标志、地震标志、遥感标志、考古标志和仪器测量标志9大类76条活动断裂鉴别标志。许学汉（1994）提出从地形地貌、形变观测、地球物理异常、遥感影像特征、地震活动性、火山活动、温泉分布及构造事件测年等不同方面鉴别活动断裂。Keller和Pinter（1996）从历史地震与古地震、第四纪地质、构造地貌、大地测量、地貌指数、河流变迁、海岸地貌和造山作用不同角度，系统论述活动断裂鉴别标志。韩同林（1987）对西藏活动构造分布、形成时代与构造-地震、构造-地貌、构造-地热关系进行过专门讨论。吴章明等（1992）从构造地貌、地震地质和遥感影像角度分析了西藏中部活动断裂鉴别标志。丁国瑜等（1993）进一步论述了不同类型活动断层及分段性鉴别标志，包括形态标志、地貌标志、变形标志、岩石地层标志、地震标志和地球物理标志。马宗晋（1992）将活动断裂鉴别标志归纳为遥感影像标志、构造地貌标志、地层变动标志、水文地质标志、断裂结构组成标志和断裂微地貌标志几大类型。以下结合滇藏铁路沿线的地质构造背景，对适合高山峡谷区活动断裂鉴定的主要标志总结如下：

（1）遥感影像标志

活动断裂在卫星和航空遥感图上常有显着的线性影像标志，尤其是主干活动断裂在遥感影像图上常呈现出明显的线性浅色或深色带。线性色调的粗细、长短、深浅、隐显是区分活动断裂规模、活动强弱的重要标志；强烈活动断裂的特征一般是线性色调明显或两侧色调反差强、影像粗、连续性好，往往反映长达百余公里、宽至数公里的活动断裂带；活动性不明显的断裂，线性形迹仅隐约可见，两侧色调反差微弱，肉眼难以分辨，缺少第四纪活动标志（马宗晋，1992）。

对ETM卫星遥感资料进行特殊图像增强处理，能够使活动断裂及相关地形、地貌、水系、沉积等线性影像更加清晰，从而提高活动断裂遥感解译的精度和可靠性。滇藏铁路沿线的ETM遥感数据和图像质量总体优良，对活动断层及断层位移具有良好的解译效果。在一些关键地段，将中小比例尺的卫星遥感影像和大中比例尺航空照片结合起来进行综合解译，或者应用高精度、高分辨率的SPOT卫星遥感资料鉴别活动断层、确定断层位移，取得了很好的效果。

（2）断裂带构造变形与断层位移标志

断裂运动常伴有强烈的构造变形，形成不同类型的构造岩和形变构造。断裂带常见的构造岩包括断层角砾岩、碎裂岩、碎粒岩、假玄武玻璃、断层泥等。活动断层破碎带常发育新鲜的断层泥或未胶结的松散断层角砾、沿断层带发育构造楔和崩积楔；在一些断层面发育擦痕、阶步和摩擦镜面，对断层擦痕、阶步进行观测可判断断层性质和运动方向。断层泥、断层钙质胶结物和崩积物可用热释光、光释光、铀系、ESR、¹⁴C方法测年，以便进一步确定断层活动时代。活动断层破碎带常切割第四纪地层，断层内部常发育不同类型的节理或裂隙，部分活动断层发育片理，并伴生小型褶曲。不同性质的活动断层具有不同特点的断层位移，活动走滑断层常长距离水平错动第四纪地貌面如夷平面、河流阶地、湖岸阶地与水系、山脊、冲洪积扇等，导致水系与冲洪积扇定向迁移；部分活动走滑断层切割错断河流，形成断头河和断头沟。活动正断层切割第四纪地貌面，导致地貌面高度梯次规律性变化，如玉龙雪山东麓活动断裂成为盆-山边界断层。活动逆断层切割错动地貌面，导致地貌面顺断裂带发生梯次抬升，如喜马拉雅山主中央逆冲断裂带（MCT）。通过观测断层错动的第四纪不同时期沉积标志，可以鉴别活动断层性质和不同时期位移量，估算断层运动速度。在探槽揭露的断层带和天然断层剖面，对断层产状、构造岩结构组成、错断地层时代、断层运动特点进行观测，对鉴别活动断层、测定断层活动时代、判别断层性质具有重要意义。

（3）地层与沉积标志

尽管滇藏铁路沿线大部分处于高山峡谷区，但在活动断裂调查过程中，地层与沉积标志仍是鉴别活动断层、判别断层活动时代的良好依据。通过观测断层与地层关系，测定受断层切割、错断、控制的地层时代，能够良好地确定断层活动时期。滇藏铁路沿线广泛分布着第四纪不同时期冰碛和冰水沉积、湖相沉积、冲洪积物等，对这些沉积地层进行精确测年，建立第四系地层的年代框架，能够为鉴别、研究活动断层提供重要科学依据。明显切割、错动上更新统湖相沉积地层、上更新统河流相砾石层、上更新统冰碛物和冰水沉积物、上更新统泉华沉积而未明显切割全新统沉积层的断层均属晚更新世活动断层；明显切割、错断全新统河流相砂砾石层、全新统湖相沉积层、全新统泉华沉积、全新统冰碛和冰水沉积的不同性质断层均属全新世活动断层。

（4）地震标志

活动断裂不均匀粘滑运动是孕育地震的重要原因，活动断裂对地震孕育、发生和分布具有显着的控制作用。因此历史地震和古地震是鉴别活动断裂、研究断裂活动习性的重要标志。古地震、历史地震、现代地震分布明显受活动断裂控制，地震遗迹如地表地震破裂带、堰塞塘、地震裂缝、地震陡坎、地震崩积楔、地震沙土液化、地震崩塌、古地震沟成为全新世活动断裂（地震断裂）重要鉴别标志。仪器观测、记录地震震中的显着线性分布能够良好地揭示地震断裂的空间分布。古地震断层具有快速切割、错动痕迹，如快速剪切、错断松散沉积物中的砾石、结核、湖相沉积和人工建筑。古地震断层被后期沉积所覆盖、掩埋，通过确定切割地层和覆盖层的时代，可以判别古地震发生相对时代和古地震复发规律。古地震沟是古地震活动所遗留的具有陡坎的线性凹地和线性沟槽（马宗晋，1992），是鉴别古地震和地震断裂的重要标志之一。

统计分析表明，地震震级和复发周期与断层运动速度存在函数关系，断层运动速度越大，活动性越强，地震复发周期越短。因此，地震破裂、地震分布、地震遗迹既是研究地震活动规律的重要线索，也是鉴别地震断裂、研究断裂活动规律的重要标志。值得指出，活动断裂鉴别的地震标志仅适用于粘滑型地震断裂，对蠕滑型活动断裂需要应用其他非地震标志进行鉴别。

（5）地貌标志

不同性质的活动断层对地貌形成演化都具有显着的控制作用，形成不同类型的断层地貌。常见活动断层地貌包括断层陡坎、断层三角面、断层沟谷、断层隆起、悬谷与断层崖、不对称地貌阶地、地貌分界及地貌梯度带。不同类型的断层地貌成为不同性质活动断层鉴别的常用标志；但仅据活动断层的地貌标志难以确定断层时代和准确标定断层位置，需要与沉积标志、地震标志、物探标志及年代学标志等有机地结合，进行综合分析，必要时可以考虑使用钻探和槽探方法进行揭露。

活动断层切割现代水系和沟谷，导致水系和沟谷错位、偏离、急剧拐弯，形成断头河、断尾河、断塞塘及断层两盘河谷宽度的不对称现象。活动断层也能够切割、错断现代冲洪积扇体，切割、错断夷平面、河流阶地、山脊、湖积台地，成为鉴别活动断层、测量断层位移的重要标志。

（6）温泉活动

天然温泉是地壳深部热水沿活动断裂运移、富集并向上涌出地表所形成的、具有较高温度的上升泉水，是地球内部热能释放的重要方式之一。温泉据泉水温度划分为低温温泉（25～40℃）、中温温泉（40～60℃）、中高温温泉（60～80℃）、高温温泉（80～100℃）和沸泉（≥100℃）。绝大部分天然温泉分布都严格受活动断裂控制，出露于断层谷地和山麓地区断层破碎带；很多着名的温泉发育于不同方向区域性活动断裂的交叉复合部位，高温温泉活动带和强烈地震活动带在空间上具有良好的对应关系。张性正断层、张扭性斜滑断层和扭性走滑断裂都是温泉形成的有利构造部位，部分中低温温泉受褶皱构造和地形地貌控制，与断裂关系不明显。

滇藏铁路沿线绝大部分温泉都成群、成带分布于活动断裂带与裂陷盆地、拉分盆地与断陷盆地，盆地内部温泉空间展布明显受盆缘边界活动断裂或盆内活动断层控制。因此，天然温泉既是断裂活动的产物，又是活动断裂的重要鉴别标志，环形或椭圆形温泉群常指示不同方向活动断裂的交叉复合，线性展布的温泉群和泉华群能够较好地指示活动断裂的位置。

（7）地球物理异常

地球物理探测如电法勘探、地震反射、氡气测量能够较好地揭示隐伏活动断裂的位置、产状和性质，是活动断裂鉴别的重要标志。活动断裂具有良好的含水性，产生显着的低电阻率异常，与完整岩石之间的电性差异较大。采用直流电联合剖面测深方法，通过固定电极距的电极排列，沿剖面线逐点供电和测量，获得视电阻率剖面曲线。应用电法勘探获得测线的视电阻率曲线，地下岩层、土层横向电性变化有明显反应，对追索构造破碎带、确定活动断层位置具有良好效果。氡气放射性测量是勘测活动断裂的成熟方法，通过测量土壤氡及其衰变子体产生的α粒子的数量，能够有效地确定活动断层和构造破碎带位置和宽度。部分学者观测到氡气含量在地震前后的显着变化规律，并尝试应用氡气含量连续观测方法监测断层运动和地震活动规律。活动断裂还具有显着的地震波速异常，断层面和断层破碎带对地震波传播具有显着影响，能够利用地震探测方法揭示活动断层和隐伏活动断层的产状、性质和延伸情况。

2.断裂活动时代的测年方法

测年技术的发展为定量研究断裂活动时代提供了有效工具，常用的活动断裂测年方法包括铀系等值线测年、电子自旋共振（ESR）测年、热释光（TL）测年、光释光（OSL）测年和¹⁴C同位素测年，通过测定断层切割最新地层、覆盖断层的最老地层、断层破碎带方解石脉、断层泥和构造楔形体的形成年龄，确定断层形成与活动时代。本次研究主要应用铀系等值线、电子自旋共振（ESR）、热释光（TL）、光释光（OSL）、¹⁴C等测年方法，取得可靠的年代学数据。

（1）铀系等值线法测年

铀系法是铀系不平衡测年方法的简称。铀系不平衡测年方法的基本原理是：自然界中存在3个放射性衰变系列，放射性元素铀、钍和锕的衰变遵循以下放射性衰变规律：

滇藏铁路沿线地壳稳定性及重大工程地质问题

式中，t代表时间（年龄）；N₀为初始放射性强度；N为t时的放射性强度。放射性系列中的母体与子体元素在复杂的地球化学环境中，由于溶解度的差异、扩散迁移、吸附作用、齐拉-契满斯效应等物理和化学性质的差别，当地质条件改变时，子体从母体的衰变链中分离出来，造成衰变平衡的破坏，从而使子体相对亏损或相对过剩。通过测定样品中母体与子体含量，根据衰变产物的积累或过剩产物衰变的方法，可由衰变定律推算出年龄。

在天然放射性系列²³⁸U^-206Pb中，当母体与子体达到平衡时，有λ₁N₁=λ₂N₂=λ_nN_n。然而，当样品所处的地球化学环境改变时，平衡链被破坏，造成子体的相对亏损或相对过剩，即铀系不平衡。²³⁰Th和²³⁴U是衰变链中的2个子体，假定在封闭系统中，²³⁰Th全部由样品的²³⁸U和²³⁴U衰变生成，那么²³⁰Th／²³⁴U比值可用下式表示：

滇藏铁路沿线地壳稳定性及重大工程地质问题

²³⁰Th随时间的生长速率为：

滇藏铁路沿线地壳稳定性及重大工程地质问题

式中，λ₂₃₀、λ₂₃₄、λ₂₃₈分别是²³⁰Th、²³⁴U、²³⁸U的衰变常数。根据实际测量得到的²³⁰Th／²³⁴U和²³⁴U／²³⁸U的比值，按照上述公式计算年龄t。²³⁰Th的半衰期（T_1／2）=75200年，这一方法可以测44～40万年的样品，是铀系法中最为常用的方法。U系法测年范围一般在4000年至30万年之间。

对海洋珊瑚礁与洞穴纯碳酸盐，可直接测定样品²³⁰Th/²³⁴U和²³⁴U/²³⁸U比值，计算样品形成年龄。但湖相沉积与断层相关碳酸盐样品常含早期矿物残留物，由于难以将样品碳酸盐相和非碳酸盐相完全分开，新生碳酸盐矿物和残留非碳酸盐矿物年龄相差很大，因此常规分析方法难以得到合理的年龄数据。通常可以对所测量的含碳酸盐沉积物样品采用筛分和沉降方法对样品进行粒级和密度分选，取得3～4个子样；对每个子样进行全溶，分别测定U、Th同位素比值，以²³⁴U/²³²Th对²³⁸U/²³²Th作图，所得等值线斜率就是碳酸盐²³⁴U/²³⁸U比值；以²³⁰Th/²³²Th对²³⁴U/²³²Th作图，所得等值线斜率就是碳酸盐²³⁰Th/²³⁴U比值；这样得出的比值代表去掉碎屑和残留物质污染的新生碳酸盐的同位素比值，代入公式可计算得出新生碳酸盐样品的形成年龄，称之为U系等值线年龄。

铀系法测年样品应新鲜，不纯碳酸盐中碳酸盐样品含量尽可能高。本次研究主要采用铀系等值线法对湖相地层、钙质泉华、钙质胶结物进行测年，取得了良好效果。

（2）电子自旋共振（ESR）测年

断裂在形成与活动过程中，沿断裂破碎带常形成不同类型的断层裂隙，成为地下水或热流体储藏和运移的重要场所，并在一定温压条件下（温度≤100℃，深度≤3 km）沉积同构造期方解石脉与石膏脉。采取同构造期的方解石脉与石膏脉样品，应用电子自旋共振（ESR）方法测定其年龄，便可以确定断层的形成活动时代。其原理是：样品自形成以来，受到周围环境的放射性辐射，在晶体内部产生空穴电子。样品所受到辐射总剂量（Nd）与样品所积累的空穴电子数量呈正比，而样品空穴电子数量可通过ESR磁谱仪测定，由此可以确定样品在地质历史时期所受辐射总剂量（Nd）。

样品所受辐射总剂量（Nd）的测定是ESR测年的关键。将样品粉碎，挑选0.1～0.2 mm的纯方解石或纯石膏颗粒，在0.1N的盐酸溶液中浸泡3分钟；然后用蒸馏水清洗样品，在60～70℃的温度条件下将样品烘干。将烘干后的样品缩分为5～8份，每份样品重300 mg。将缩分后的样品用⁶⁰Co产生的剂量为5、10、20、30、40、50、60、70、80krad的γ射线照射。将照射后的样品放入石英管，用ESR波谱仪测定样品的波谱曲线与信号强度。样品的ESR信号强度（I）与⁶⁰Co剂量呈线性相关关系或指数相关关系，相关直线或曲线在⁶⁰Co坐标上的截距（信号强度I=0）便为样品自形成以来所受辐射总剂量（Nd）（Henning et al.，1983；Wagner，1998）。ESR测年的另外一个重要参数是年辐射剂量（D），与样品放射性元素U、Th、K含量呈线性相关关系。可通过测定样品或环境中放射性元素U、Th、K含量，根据放射性平衡模式得到各元素放射性衰变对α、β、γ射线强度的贡献（Henning et al.，1983；Nambi and Aitkan，1986），计算年辐射剂量（D）。计算公式如下：

滇藏铁路沿线地壳稳定性及重大工程地质问题

上式中，U表示放射性元素铀含量（×10^-6），Th表示放射性元素钍含量（×10^-6），K表示放射性元素钾含量（%）。在测定样品辐射总剂量（Nd）与年辐射剂量（D）的基础上，依据公式t=Nd/D，计算得出样品年龄（t），进而确定断层活动时期。

（3）热释光（TL）测年

热释光（TL）测年是从考古学发展起来的一种方法，目前已经成为第四纪沉积年龄和第四纪地质事件年代的重要测年手段。其原理是：物质加热至400～500℃，能发出一种光（热释光），再加热，光消失，即贮存的能量被耗尽。因为某些晶体矿物通过放射性元素能吸收一些能量，贮存起来，时间越长，吸收越多，主要吸收的是铀、钍、钾、⁴⁰K放射性衰变释放出来的能量，这样可测定岩石矿物生成或结晶时代和岩石矿物受热时代。当岩石矿物受到断层活动作用时，某些矿物有可能使原来的热释光能量全部退掉，重新积累能量。根据现在已知的能量大小可推断其受热事件的年代，即该晶体所经受的最后一次热事件至今的年龄。

热释光法测年范围可从几百年至约50万年，误差2%～5%，测年最佳时段为5万～10万年。样品采集对象主要为陶片、烘烤层、黄土及含大量方解石或石英颗粒的细砂或粉砂，样品要求新鲜的，最好从表层刨进去20～50 cm，并进行周围地质环境记录。因此，在条件许可情况下，在采集陶片、砖瓦、方解石、砂土等样品过程中，应把标本周围的环境物质一起取来进行分析（表3-1）。

表3-1 热释光法测年采样要求

（4）光释光（OSL）测年方法

尽管TL方法可测对象种类多，然而在遇到诸如沉积作用（或构造事件）中样品继承性的辐射效应能否消除，即何时才作为计算沉积地质样品的年龄起点等问题时，该类测年方法在应用理论和实验技术上均存在难以克服的困难。为此，基于沉积作用（沉积物）的光释光（OSL，Optically Stimulated Luminescence）测年技术开始产生并发展起来。OSL测年技术是由加拿大学者D.J.Huntley 1985年首先提出的，它为短期地质、气候、考古事件的年代测定提供了一种有效的技术手段。与TL测年技术不同，OSL测年技术的零点是阳光，因而从根本上克服了TL测年技术零点难以确定的不足，这大大提高了测年的准确性。利用OSL信号来测定沉积物地层的年龄时，地质样品应满足如下条件：①沉积物中的石英等矿物在搬运、沉积过程中曾暴露在阳光之下，即使暴露的时间很短暂；②这些石英等矿物OSL信号具有足够高的热稳定性，即在常温下不发生衰减；⑧沉积物沉积埋藏以来，这些石英等矿物处在恒定的电离辐射场里，它们所接收辐射剂量率为常数，这要求沉积层基本上处于U、Th、K封闭体系。只有这样，石英等矿物天然积存的OSL信号强度测量值才是自然样品所在沉积层的沉积年龄。

（5）¹⁴C同位素测年方法

¹⁴C同位素测年是晚第四纪研究中最常用的测年方法。在含碳质的生物死后，同位素¹²C、¹³C及¹⁴C的交换停止，这时¹⁴C按指数规律不断衰变，半衰期为5730±40年。含碳质的物质年龄越长，剩下的¹⁴C越少。¹⁴C方法所测得年龄可由4万年至几百年，现在最新技术可检测到12万年的样品。我国用¹⁴C年龄测定法所测得岩层的年龄最老的是5万年。

常用¹⁴C同位素测年方法测定与断层活动相关的沉积层含碳物质的年代，从而间接推知断层活动的年代。测定被错断的沉积层年代，可得知断层活动的下限年代；测定断层活动的相关堆积物（如断塞塘和崩塌楔等底部）年代，可得知断层活动的年代；测定没有变动的断层上面的覆盖沉积层年代，可得知断层活动的上限年代。¹⁴C样品包括各类有机碳和无机碳，样品采集量与样品中碳的含量有关（表3-2），对于年龄大于36000年或要求有较高精度的样品，样品采集量应为要求量的2倍。

（6）地质定年方法

滇藏铁路沿线部分活动断裂发育于第四系分布区，部分活动断裂位于基岩出露区。第四纪不同时期、不同类型的沉积层以及地貌标志可以在鉴别活动断裂、判别断裂活动时代方面发挥重要作用。例如，研究程度比较高的第四纪冰碛与冰水沉积层、第四纪湖相沉积层、第四纪泉华沉积、第四纪地貌面、河流阶地、河流沉积等通过区域研究和对比都有相应的时代归属，在不易取到年龄样品的情况下，可以直接通过研究活动断裂与这些沉积层和地貌标志之间的切割、覆盖关系，大致判别第四纪断裂的形成活动时代，为分析断裂活动规律、估算断裂运动速度提供重要资料。

表3-2 ¹⁴C同位素测年采样要求

三、活动断裂的分级

断裂带分级是区域地壳稳定评价需要考虑的重要方面之一。李兴唐等（1987）认为，产生大地震的活动断裂总是沿着近代活动的深断裂和新生代以来形成的深断裂和裂谷发育。如果没有深断裂，较完整的地块不会发生中强以上地震（Ms≥5）。断裂延伸越长，切割深度越大，断裂的规模、深度越大。断裂带岩石的粘结程度越高，所需要的形变应力越大，地震的震源规模和震级也就越大。因此，断裂规模和切割深度是控制地壳近代活动性、地震带的极重要的因素。许多工程地质和构造地质学家都重视深断裂与地壳近代活动性和地震的关系。

张文佑先生（1975）按照断裂的切割深度，将断裂分为4级，即岩石圈断裂、地壳断裂、基底断裂和盖层断裂。在区域地壳稳定性评价研究中，断裂带分级的主要指标通常包括：断裂带的规模（断裂带的长度、宽度及其所涉及的构造层次等）、断裂带与该区不同级别活动地块的关系及其在地块活动中所起的作用。根据青藏高原东南缘的地质构造格局以及最新的活动地块划分方法，可将研究区的活动断裂划分为4级（表3-3）。构成一级活动地块边界的活动断裂带属于一级断裂带（岩石圈断裂），如雅鲁藏布江断裂带、红河断裂带。位于一级地块内部构成二级活动地块边界的活动断裂带属于二级断裂带（地壳断裂），如德钦-中甸断裂带、龙蟠-乔后断裂带、丽江-剑川断裂带和永胜-宾川断裂带等。位于二级活动地块内部的次一级活动断裂带属于三级断裂带（基底断裂），如丽江-大具断裂、松桂西缘断裂带和鹤庆东缘断裂带等。位于盆地内部的中小规模断裂一般属于盖层断裂。

表3-3 活动断裂的分级及其主要特征表

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4. 活动断裂的主要活动方式及其动力学机制分析

活动断裂的活动性及其活动方式研究既是青藏高原隆升机制与动力学过程所需要依据的基础信息，又是进行区域地壳稳定性评价的重要指标。较为详细的野外地质调查成果、GPS位移场观测数据和构造应力场数值模拟结果为系统分析滇藏铁路沿线活动断裂的主要活动规律及其动力学机制奠定了基础。从前文所述可以看出，青藏高原不同地区的变形方式是不一致的，相应地，滇藏铁路沿线的断裂活动规律具有明显的分区性。以下分成藏南区、藏东南区和滇西北区对主要活动断裂的活动规律及其动力学机制加以总结和阐述。

一、藏南区活动断裂的主要活动方式及其动力学机制

晚新生代以来，在印度板块向NE方向的强烈推挤作用下，青藏高原南部形成以逆冲对叠为主的喜马拉雅前陆逆冲楔，塑造了该区基本构造格局。滇藏铁路拉萨-林芝段所在的藏东南区，在晚近时期，一方面随着NE向的推挤，深部物质向东流动，导致地壳表层整体产生向北和向东的位移分量；另一方面，在NE向主压应力产生作用的同时，出现SE-SSE方向的伸展或拉张，形成和加剧了一系列NNE向的裂谷或断陷盆地的形成和发展，控制这些盆地的边界断裂成为第四纪以来特别是晚更新世以来活动性较强的构造部位，它们的活动方式以正断为主，如：亚东-那曲裂谷带、桑日-沃卡裂谷带等，这些部位也是现代地震的频发区。在上述应力作用下，还可以产生NW向的右旋和NE向的左旋共轭走滑断裂，这些走滑断裂也控制了一些沉积盆地的形成，它们主要分布在拉萨以西地区。而相对较早发育的近EW向构造变形带，如雅鲁藏布江变形带、工布江达-墨竹工卡变形带等，随着板块拼贴的完成，其与周边物质主要以整体运动的形式存在，晚更新世以来的活动性明显变弱，只是在林芝以东受到东喜马拉雅构造结的阻挡，产生NE向的弧形偏移蔽猜。

应当指出，尽管上述近EW向构造变形带在第四纪期间活动性较弱，但它们仍可构成地下水贯通和传导的通道，因此，该段铁路沿线沿EW向构造变形带出现一系列的温泉、沸泉是可以理解的。

二、藏东南区活动断裂的主要活动方式及其动力学机制

藏东南区（三江区）活动断裂的突出特征是表现为一系列醒目的NW向走滑断裂带，如嘉黎断裂带、怒江断裂带、澜亮郑沧江断裂带、金沙江断裂带等。前已叙及，印度板块与欧亚板块碰撞过程中，在喜马拉雅山脉的东、西两端形成了东喜马拉雅构造结（阿萨姆）和西喜马拉雅构敬并颂造结（帕米尔）。印度板块在向北持续的挤压作用和向北推移过程中存在反时针的旋转（图7-14），从而在南迦巴瓦地区形成或加强了东喜马拉雅构造结的楔入（Dewey et al.，1989；刘宇平等，2000），这种楔入作用所产生的地质效应在三江区活动断裂的演化和活动方式方面起到了重要作用，也使得东喜马拉雅构造结成为三江区与藏南区活动构造的分界带或过渡带。

图7-14 印度板块相对欧亚板块向北连续位移图

南迦巴瓦楔入构造由楔入体和走滑断层系组成。楔入体由前寒武纪的喜马拉雅构造单元构成，它是印度板块的基底，呈NE向延伸数百千米、宽约数十千米（图7-15）。通过线理、片麻理及面理褶皱分析，至少可识别出3次构造变形（刘宇平等，2000）：第一次构造变形自北向南逆冲，喜马拉雅构造单元中形成EW走向、北倾并向南逆冲的断层系及相应的EW向褶皱；第二次构造变形以NE向的走滑剪切、向南逆冲和向北的伸展为特征，NE向的走滑主要发生在喜马拉雅构造单元的东西两侧，东侧为旁辛-汗密右旋走滑剪切带，西侧为米林-鲁朗左旋走滑剪切带，喜马拉雅构造单元的内部以向南逆冲为特征；第三次构造变形以抬升和走滑变形为特征，抬升主要发生在构造结的核部，旋转走滑作用产生于构造结的外部，成为三江区走滑活动断裂系形成和发展的主要力源。

图7-15 南迦巴瓦地区地质构造单元示意图

在南迦巴瓦地区，东喜马拉雅构造结的楔入作用导致了大峡谷的形成和发展；在区域上，楔入作用促进了青藏高原东南部物质以东喜马拉雅构造结为核心的顺时针转动。由于旋转的差异性，从旋转的核心向外分别出现右旋走滑、共轭剪切和左旋走滑；靠近核心以右旋走滑为特征，如嘉黎右旋走滑剪切带、怒江右旋走滑断裂带等；外侧以鲜水河-小江左旋走滑剪切带为代表，而在两剪切带之间可左旋与右旋共轭出现。这一构造动力学机制与青藏高原东南部GPS位移场观测结果和现代构造应力场的数值模拟结果是一致的。

滇藏铁路所在的三江区主要靠近东喜马拉雅构造结的核心部位，第四纪以来的构造活动以隆升为主，NW向活动断裂的右旋运动幅度相对较小，如怒江断裂、澜沧江断裂等，而共轭剪切作用产生的部分NE向活动断裂（如巴塘断裂等）及其控制的断陷盆地的活动性相对比较明显，并成为重要的地震构造带。这些NE向活动构造带的存在，一方面说明地壳深部塑性流动的存在，另一方面，不排除在这些地区的地表伴随地震活动出现新生断裂。

三、滇西北区活动断裂的主要活动方式及其动力学机制

滇藏铁路所经过的滇西北区主要位于着名的“川滇菱形块体”。川滇菱形块体由金沙江断裂-红河断裂以及鲜水河断裂-安宁河断裂-小江断裂带所围限。前人研究表明，川滇菱形块体作为一个独立的和统一的新构造单元参与青藏高原构造区的变形调整，以其特有的走滑挤出变形为主。由于不同性质断裂带的活动，川滇菱形块体被分割成几个次级块体参与青藏高原东南边缘地壳的变形调整，地壳块体除了向南和南东的滑移外，还兼有刚性块体转动，其运动图像十分复杂（图7-16）。各次级块体的最新构造变动包括平移、顺时针转动和垂向隆升等，是印度板块-欧亚板块碰撞、印度板块北移引起板块边缘或内部强烈隆起、变形局部化和物质东向逃逸受阻引起的应变响应。

图7-16 川滇地区活动断裂分布与地壳运动状态图

最新构造变动的矢量分析和GPS实测到的现今地壳运动一致地显示，羌塘地块、马尔康块体西北次级块体和滇中次级块体等存在着自西向东连续向南偏转的东向运动，表明红河断裂带以北川滇地区最新构造变动的力源来自于青藏高原物质东向滑移。因此，无论是红河断裂带以西地区块体的顺时针转动，还是川滇菱形块体SE向平移叠加顺时针转动，都是印度板块与欧亚板块碰撞、印度板块北偏东向运移在青藏高原与相对稳定的华南地块之间近SN向右旋剪切变形区的应变响应，但转动模式有明显区别。红河断裂带以西地区是板块边缘近SN向至NW向右旋剪切变形带内部次级NE向断裂左旋走滑引起次级块体的顺时针转动；而川滇菱形块体明显的顺时针转动则主要起因于青藏高原中部羌塘地块东向滑移，并在与华南地块交接部位强烈受阻，造成川滇菱形块体东西两侧边界断裂的滑动速率东大西小，引起川滇菱形块体内部次级块体叠加在SE向平移运动之上的被动式顺时针转动（徐锡伟等，2003）。中更新世中晚期开始至今（约距今0.4 Ma以来），喜马拉雅事件在整个川滇地区几乎同时发生，川滇块体各主要边界构造带再次呈走滑运动，是川滇菱形块体最新一期走滑挤出运动的开始，这种变形与运动格局一直持续至今。

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