淺表走滑構造系統砂箱物理模擬研究進展

謝玉洪

淺表走滑構造系統砂箱物理模擬研究進展

謝玉洪

(中國海洋石油集團有限公司, 北京 100010)

地殼淺表走滑構造系統發育于多種類型的地球動力學背景, 不僅具有較強地震危害性、也富集油氣礦產等資源。自20世紀初以來, 基于地質構造過程自相似性和“無理有效性”的砂箱物理模型為走滑構造系統演化特征與機制等研究提供了獨立有效的手段。自然界走滑構造系統動力學上可分為板緣構造轉換斷層和板內走滑斷層體制, 空間幾何學上可分為走滑斷層彎曲類和走滑斷層疊置類?；趨蔚聽柤羟泻蛷浬⑿约羟猩跋湮锢砟Ｐ蛯嶒灩餐沂境? 走滑剪切系統主走滑變形位移帶發育五類斷裂/破裂體系, 即R型破裂、R′型破裂、P型剪切、張破裂和Y型破裂, 尤其是在彌散性剪切變形過程中發育大量的RL和RL′型斜切剪破裂。淺表走滑剪切構造系統分段性及其走滑轉換帶差異變形特征受控于基底走滑斷層應力?應變條件沿走向差異變化的特性, 基底斷層幾何學(彎曲/疊置性、間隔性等)、砂箱動力學特性(純走滑剪切、拉分走滑和擠壓走滑剪切)、非均質性砂箱物質特征(黏土和膏巖等)、基底非均一性(塑性基底物質幾何學等)等對走滑構造變形過程具有明顯的控制作用。砂箱物理模擬實驗能為走滑構造系統運動學、變形特征與機制等提供較好的解釋模型, 能有效再現走滑構造形成演化的四維過程與機制, 在地震災害機理、油氣勘探等方面將發揮越來越重要的作用。

砂箱物理模型; 走滑變形; 呂德爾剪切; 彌散性剪切

0 引 言

走滑構造系統普遍發育于不同類型的地球動力學背景, 如: 板緣環境(新西蘭Alpine斷層帶、美國San Andreas斷層帶和Dead Sea斷層帶等)、板內環境(阿爾金斷裂帶、郯廬斷裂帶和鮮水河?小江斷裂帶等, 圖1)等。走滑構造系統由動力學成因上相互聯系的、次平行?平行的走滑斷層體系所組成, 斷裂體系空間上普遍具有非線狀或弧形特征、寬度可達數百公里(圖1), 走滑斷裂帶發育復雜的拉張和/或擠壓構造變形, 它們通常與走滑構造帶主斷層及其兩側塊體運動矢量密切相關(Sylvester, 1988; Mann, 2007)。走滑構造變形系統是重要的地震活動帶, 如: San Andreas走滑斷層帶其地震活動帶寬大500 km、鮮水河?小江走滑斷層的地震活動寬度達200 km, 因而具有嚴重的地震危險性。同時, 走滑構造變形系統通常形成具有不同構造熱體制、沉積建造特征的沉積盆地, 從而具有不同的油氣礦產富集性(圖1), 如: 鶯歌海?瓊東南盆地(天然氣資源量達1.5×1012m3)、渤海灣盆地(石油探明儲量達140.52×108t)(國土資源部信息中心, 2014)等。

地質過程的自相似性(Self-similarity)和砂箱構造物理模型相互驗證等揭示出實驗模型與自然界原型等具有一定的相似性(無理的有效性“Unreasonable effectiveness”, Wigner(1960), 即不同尺度上幾何學?運動學?動力學過程的相似性(Hubbert, 1937)), 構成砂箱物理模擬實驗理論基礎。自Cloos(1928)和Riedel(1929)開創性使用平直基底活動板片與上覆石英砂模擬走滑構造變形過程以來, 近百年走滑構造系統砂箱物理模擬實驗裝置和理論體系產生了極大的革新變化(Koyi, 1997; Dooley and Schreures, 2012)。從防震減災人居環境、到油氣礦產資源勘探預測等不同方面, 以自然界原型和實驗模型對比研究(“From nature to models”)為科學思想的砂箱物理模擬手段受到了的廣泛重視和應用(Dooley et al., 1999; McClay and Bonora, 2001; Wu et al., 2009; Leever et al., 2011; Zuza et al., 2017), 如: Zuza et al. (2017)基于砂箱物理模型和地震活動研究揭示出活動走滑斷裂系統的活動強度與淺部脆性地殼厚度和力學條件等密切相關(圖1b); 任健等(2017)和陳興鵬等(2019)分別通過砂箱物理模擬和渤海灣走滑構造系統研究揭示遼東灣地區典型拉張走滑變形過程的含油氣構造樣式等。

(a) 中國及鄰區主要陸內走滑斷裂體系, 其中紅色圓圈示青藏高原地區6級以上地震(據曾融生和孫為國, 1992; 鄧起東等, 2014); (b) 走滑剪切帶深度(即地震活動深度)與彌散性斷層帶間距(Zuza et al., 2017)。

因此, 本文主要基于自然走滑構造系統為研究對象的砂箱物理模擬研究結果, 系統闡述地殼淺表走滑構造系統“實驗模型?自然原型”間相似性機理, 揭示砂箱物理模擬實驗能夠有效再現走滑構造形成演化的四維過程特征與機制, 從而為走滑構造系統運動學、變形特征與機制等提供較好的解釋模型, 并以維也納盆地低角度拉分走滑盆地和青藏高原東緣紅河弧形走滑構造實例對比為典型案例, 以期為研究同行提供參考與借鑒。

1 走滑構造系統形成過程機制與特征

瑞士地質學家Arnold Escher von der Linth基于近8 km的地表線狀構造(即“the Sax Schwendi fault”)及其發育的水平擦痕和階步特征, 在19世紀50年代最早記錄和解釋了左旋走滑斷層活動、其斷距約500～800 m(Sylvester, 1988)。1906年舊金山地震導致San Andreas斷層活動形成最大達4.7 m右旋走滑活動, 斷層走滑活動作用及其意義逐步開始受到地質學界的廣泛關注?！白呋瑪鄬? Strike-slip fault”強調斷層動力學含義, 主要指斷層具有平行于其走向的運動矢量(Reid et al., 1929)。隨后, 扭斷層“wrench fault”、轉換斷層“transform fault”和橫斷層“transcurrent fault”等概念也廣泛應用于走滑斷層闡述。Woodcock (1986)和Sylvester (1988)將其主要歸為兩類走滑斷層系統即: 板緣構造轉換斷層“Interplate transform fault”和板內走滑斷層“Intraplate transcurrent fault” (圖2)。前者主要位于板塊邊界的、切割巖石圈的區域性走滑斷層系統, 如: 洋中脊轉換斷層、海溝機制走滑斷層等; 后者主要為不同類型的、較小斷層發育深度(局限于巖石圈內部)的走滑斷層系統, 如: 構造結機制走滑斷層、撕裂斷層等。因此, 走滑構造系統具有多種成因機制, 包括: (1)不規則板塊/塊體碰撞, (2)力學屬性條件側向變化導致的巖石圈變形, (3)相鄰板塊/塊體不均一運動, (4)板塊/塊體差異性旋轉或碰撞等機制(Storti et al., 2003; Mann, 2007)。

由于自然界沿走滑構造變形帶中地層通常具非均質性特征, 導致其帶內主斷裂和次級斷裂連接、生長形成不規則的走滑斷裂帶/系統(Sylvester, 1988; Storti et al., 2003; Mann, 2007), 其走滑斷裂系統不規則性可以大致分為兩類: 走滑斷層彎曲類“Bends”、走滑斷層疊置類“Stepovers, jogs or offests”(Sylvester, 1988; Woodcock and Schubert, 1994)。前者為走滑斷層走向相連、但發生彎曲, 否則為斷層沿走向發生斷離、不連續(圖2)。陳發景等(2011)基于渤海灣盆地走滑拉張構造特征出發, 進一步歸納為: (聚斂型和背離型)共軛反向類和同向類走滑轉換帶/調節帶。需要指出的是, 淺表發育的走滑斷層疊置帶通常伴隨深度增加逐漸轉化為走滑斷層彎曲帶, 即淺表相互斷離的走滑斷層在深部逐漸連接形成彎曲的走滑斷層?；谖覈鴸|部地區獨特復雜的板內走滑動力學過程, 我國地質學家進一步完善和發展了走滑斷裂體系中走滑派生構造或走滑轉換帶(漆家福, 2007; 陳發景等, 2011; 童亨茂等, 2013; 黃雷等, 2019), 徐長貴(2016)系統總結歸納渤海海域存在(基于空間位置結構分類的)斷邊轉換帶、斷間轉換帶和斷梢轉換帶三大類型, 和(基于局部應力狀態分類的)增壓型和釋壓性走滑轉換帶兩小類走滑轉換帶, 尤其是增壓型轉換帶石油地質儲量占郯廬斷裂帶81%總地質儲量。吳智平等(2016)強調走滑與拉伸構造疊加導致走滑主斷裂走滑側接作用形成走滑雙重構造, 其平面空間上具疊瓦狀、剖面空間上具典型花狀結構, 也可以基于應力?應變特征分為擠壓和拉張型走滑雙重構造類型。由于斷塊層系相對于主走滑變形位移帶(即The principal displacement zone (PDZ))不同運動矢量特征, 導致發育復雜的拉張和/或縮短構造變形過程, 逐漸形成匯聚型(即“Transpressional, 或Restraining”)、和離散型(即“Transtensional, 或Releasing”)走滑構造變形帶, 從而形成匯聚擠壓變形的隆起構造和離散拉張變形的拉分盆地, 它們垂直剖面切片上具有典型的正花狀或負花狀構造特征(圖2b)?；谖覈鴸|部郯?廬斷裂帶渤海灣地區復雜走滑構造特征研究, Huang et al. (2017)揭示張扭帶內走滑相關擠壓變形作用形成的“特殊花狀構造”, 即正斷層和背形組合構造樣式(圖2b), 而明顯區別于典型的正花狀或負花狀構造樣式(圖2b)。

(a) 走滑構造系統的板塊動力學機制及其板內和邊緣走滑構造體系特征(Woodcock, 1986); (b) 板內走滑構造系統模式圖與典型走滑斷裂系統類型, 示伴隨走滑剪切變形深度增加其走滑斷裂帶傾角和厚度持續變化特征(Storti et al., 2003), 其中插圖示三類典型走滑花狀構造樣式: 負花狀結構、正花狀結構和特殊花狀結構(正斷層和背形組合構造樣式)(Huang et al., 2017); (c) 右旋走滑構造系統典型構造特征綜合圖, 揭示右旋走滑構造主走滑變形位移帶(PDZ)分段性與典型構造特征綜合圖、應力?應變機制與伴生五類斷裂特征圖(Wilcox et al., 1973; Bartlett et al., 1981)。

2 砂箱物理模型與走滑構造“實驗?實例”互證分析

2.1 走滑構造砂箱物理模擬實驗裝置

基于板內和板緣普遍存在的線性走滑剪切變形帶特征(圖2a), Cloos(1928)初次進行走滑構造砂箱物理模擬實驗(圖3a), 即廣為熟知的呂德爾剪切實驗(“Riedel experiment”, Tchalenko, 1970), 其模型設備裝置為兩部分組成: (1)基于產狀近直立的、平直的基底斷層(由兩塊相鄰剛性基底組成, 其中一塊固定、另一塊發生水平運動位移), (2)基底斷層上覆未變形地層系統。呂德爾剪切物理模擬實驗揭示基底斷層上覆未變形物質的純剪切走滑構造變形特征, 此后該模型實驗裝置得到廣泛的改進與完善, 如: 轉換擠壓和轉換拉張剪切物理模型(Naylor et al., 1986; Richard and Cobbold, 1990)和多走滑基底斷層剪切物理模型(Richard et al., 1995; Schellart and Nieuwland, 2003)等。

20世紀50?70年代, 不同的黏土材料、玻璃珠和石英砂等物質被廣泛應用于呂德爾剪切實驗模擬過程中, 揭示物質屬性對走滑剪切變形過程的影響性(Cloos, 1955; Tcalenko, 1970; Wilcox et al., 1973; Harding, 1974)。伴隨旋剪試驗和環剪試驗手段進步, 揭示出干顆粒材料(即石英砂、玻璃珠)、濕黏土材料普遍遵循Mohr-Coulomb破裂準則(Davies et al., 1983; Lohrmann et al., 2003; Withjack et al., 2007), 具有與上地殼巖石變形相似的流變學機制(Marone, 1998; Panien et al., 2006; Klinkmuller, 2012)。濕黏土材料通常具(較高)粘聚強度和含水性、且粘聚強度伴隨密度增大而增大(可能主要受含水性控制)(Arch et al., 1988; Eisenstadt and Sims, 2005)等缺點, 但其對走滑構造相關裂縫發育特征具有更好的顯示性(Eisenstadt and Sims, 2005; Withjack et al., 2007)。

20世紀中?晚期以來, 地質學家們普遍認識到自然界走滑剪切變形過程并不局限于某一狹窄構造帶, 而常常分布于數十至數百公里寬的構造帶(圖1b), 從而形成彌散性剪切變形帶(“Distributed strike-slip”),如: San Andreas斷裂系統、新西蘭Alpine斷裂系統和Dead Sea斷裂系統等, 因而彌散性走滑剪切砂箱構造物理模擬實驗也廣受關注(Naylor et al., 1986; Richard et al., 1995; Schreurs, 2003)。彌散性剪切帶變形物理模型主要由兩塊相互獨立的基底板片與上覆平行排列的細板片(即5 mm寬有機玻璃棒, 圖3c)裝置組成, 它們分別發生水平剪切位移導致上覆砂箱物質由長方形(或正方形等)發生彌散性剪切逐漸轉變為平行四邊形。同時, 由于自然界變形過程中普遍具有多期疊加變形過程(即拉張走滑或擠壓構造變形等), 因此走滑變形過程與擠壓縮短、或拉張變形疊加過程也受到較廣關注(Naylor et al., 1986; Sylvester, 1988; Richard et al., 1990; An and Sammis, 1996), 它們主要基于基底板片的疊加過程來實現自然原型實例的物理模擬(圖3e-f), 通過基底板片之間不同夾角來模擬走滑拉張構造變形、純走滑剪切變形和不同動力學變形過程的疊加構造變形過程(Sota, 2006; Rosas et al., 2012)。需要指出的是, 通過對基底斷層的彎曲或相互疊置條件設置, 實現對不規則性走滑斷裂系統(即走滑斷層彎曲類和疊置類、或者走滑轉換構造帶等)構造變形過程模擬(圖3d)。由于復雜大陸動力學背景導致我國東部地區普遍具多期走滑或拉張疊加構造特征, 因此更加側重于對于先存構造或基底、多期走滑與拉張復合作用過程的物理模型實驗裝置(朱戰軍和周建勛, 2004; Tong et al., 2014; 李艷友等, 2017), 同時也暴露出簡化物理模型裝置與復雜地球動力學之間與生俱來的矛盾(圖3)。

無論呂德爾和彌散性剪切實驗模擬裝置都普遍強調基底主邊界斷層在地殼變形過程中的重要性, 但自然界變形過程中地層力學機制條件, 如: 空間幾何學、能干層、流變學和非均一性等, 流體水?巖反應和流體超壓作用等在地殼變形過程中都具有至關重要作用, 但受限于實驗裝置設計條件, 它們普遍未能夠在實驗模擬條件下實現。尤其伴隨多期構造變形過程中, 地殼淺表變形作用普遍具有復雜動力學過程, 如: 多期走滑反轉、多期旋轉動力拉張走滑構造過程、穩態和非穩態淺表剝蝕?沉積作用等, 它們如何在簡化走滑砂箱模擬裝置中實驗實現是有待解決的難點之一(如: Sun et al., 2003; Yu and Koyi, 2016; 鄧賓等, 2016, 2018; 陳興鵬等, 2019), 如: 郯?廬斷裂帶渤海灣盆地早期左旋走滑和晚期右旋走滑反轉疊加(漆家福等, 1994; 張婧等, 2017)、青藏高原東緣紅河走滑帶早期右旋走滑和晚期左旋走滑反轉疊加, 南海珠江口盆地新生代多期(順時針旋轉)拉張走滑動力學變形疊加過程(Ye et al., 2018)等。

新世紀以來, 深部巖石圈過程、淺表作用過程(如: 同構造沉積、構造剝蝕等)和淺表(走滑)構造變形之間的相互作用受到越來廣泛的關注, 因而淺表構造作用過程普遍被作為典型走滑變形條件被應用于砂箱物理模擬實驗中(Guerroue and Cobbold, 2006; Paola et al., 2009)。伴隨計算機和數值CCD相機進步, 能更加高分辨率地獲取砂箱模型中不同像素或點陣運動規律。粒子成像測速技術(PIV, Particle Imaging Velocimetry)是基于兩個連續時間切片中應變標志體(如石英砂顆粒等)運動, 有效量化砂箱模型運動學。每個時間切片的照片被劃分為不同的審訊窗口(Interrogation windows, IW), 下一個連續時間切片上的相同位置的審訊窗口顆粒位置取決于其增量運動或增量應變(時間間隔內分別沿X軸和Y軸), 通過計算這兩個審訊窗口可以得到該處的運動矢量(V)(Hoth, 2005; Adam et al., 2005)。它們的絕對空間分辨率和位移矢量精度取決于審訊窗口大小、CCD成像精度和相關算法, 總體上都能夠達到數0～0.5 cm精度。尤其是激光掃描技術、三維立體CCD技術和激光干涉儀等設備在砂箱物理模型中的使用, 使砂箱模型實驗的空間分辨率達到小于1 mm的精度(Graveleau et al., 2008; Schrank and Cruden, 2010)。早期砂箱物理模擬實驗受限于如何有效對砂箱內部變形特征進行檢測, 但(螺旋)X射線計算機層系成像技術、CT掃描技術和地震反射技術等的應用, 使我們能夠在不破壞砂箱模型條件下(任意時間切片和任意空間方向上)連續檢測和獲取砂箱模型內部變形運動學過程(Colletta et al., 1991; Schreurs et al., 2003; Adam et al., 2013)。近5～10年 4D X射線層系成像和DIC(Digital Image Correlation)粒子耦合數字圖像系統的發展, 初步實現了全時域三維監測和(量化)揭示砂箱物理模擬實驗過程中外部和內部變形特征(Colletta et al., 1991; Adam et al., 2013; Zwaan et al., 2018)。

(a) 呂德爾剪切砂箱物理模型裝置, 砂箱基底主斷層具有垂直或傾斜等不同邊界條件, 若垂直代表為典型呂德爾砂箱模型邊界條件(Dooley and Schreures, 2012); (b) 多走滑基底斷層剪切物理模型裝置(Schellart and Nieuwland, 2003), 上覆砂箱物質變形特征受下覆兩條垂直平行基底斷層控制; (c) 彌散性剪切砂箱物理模型實驗裝置及其剪切變形示意圖(Schreurs, 2003; Dooley and Schreures, 2012), 其中字母S、O分別表示主斷層間距和疊置程度; (d) 走滑剪切帶基底斷層疊置或彎曲類砂箱物理模型裝置(Dooley et al., 1999; McClay and Bonora, 2001); (e, f) 多期疊加走滑擠壓變形砂箱物理模型裝置, 可以通過進一步控制D1期走滑變形模型中基底活動板片與固定板片夾角來模擬走滑拉張變形過程(即a>0)或純剪切走滑變形過程(即a=0)(Soto et al., 2006); 同時后期疊加擠壓過程中通過控制基底活動板片速度不連續界限(Velocity discontinuity, VD)與早期走滑剪切主斷層夾角, 來揭示斜向擠壓疊加變形作用過程(Rosas et al., 2012)。

21世紀以來, 尤其伴隨計算機運算模擬能力的進步使地殼物質變形過程能夠被連續本體/介質、離散顆粒等計算機數值算法模擬, 數值模擬算法可大致歸納為兩類: 連續介質算法(包括有限元法“finite element method”、有限差分法“finite difference method”和邊界元法“boundary element technique”等)和顆粒動力學算法(包括離散元法“discrete element method”、接觸動力學法“contact dynamics method”和晶格/顆粒流法“lattice-solid method”等)。一般而言, 連續介質算法強調通過不同本構關系/模型(Constitutive laws)來模擬地殼差異性物質條件, 而顆粒動力學算法則強調物質變形本身的應力?應變行為機制(Li and Liu, 2004; Munjiza, 2004; Gray et al., 2014), 數值和物理模擬手段相輔相存、能夠為自然界走滑斷裂體系原型模擬及其構造特征研究等提供有效手段。

2.2 呂德爾剪切物理模型

早期呂德爾剪切物理模型實驗普遍以均質性物質為主(如: 石英砂或黏土), 揭示走滑剪切構造變形過程的差異性(Tchalenko, 1970; Naylor et al., 1986)。典型黏土物質砂箱物理模擬實驗中, 早期雁列式、正向呂德爾剪切破裂(即R剪切, 即“Synthetic shear”)走向與基底主斷層夾角約12°(=12°), 伴隨走滑位移量增加R剪切走向傳播旋轉、導致其走向與基底斷層夾角減小或近平行(圖4a)。隨后, 進一步形成與基底主斷層呈低角度夾角的正向剪切破裂(即P剪切, 即“Secondary synthetic shear”), 其與基底斷層反向夾角約10°(=?10°); 伴隨走滑位移量增加P剪切與R剪切相交形成呈菱形的正向位移變形帶, 即Y剪切(Morgenstern and Tchalenko, 1967)。在較低含水量黏土砂箱模型中, 常常發育反向的呂德爾剪切破裂(R′剪切, 即“antithetic shear”), 它常與早期R剪切呈近80°夾角。R剪切和R′剪切相互共軛、它們夾角平分線分別平行于最大和最小主應力方向。均質石英砂構造物理模擬實驗中, 早期雁列式、正向R剪切破裂=17°～20°, R剪切破裂伴隨走滑位移量增加形成分支或擴散破裂(圖4b), 隨后R剪切破裂末端形成低角度正向剪切破裂、其夾角普遍小于17°, 且P剪切破裂形成、常具較低角度夾角特征(Naylor et al., 1986)。與黏土物質砂箱模型中剪切走滑變形同時形成R剪切和R′剪切相反, 石英砂模擬實驗中R′剪切普遍形成于晚期, 且剪切破裂位移普遍大于黏土物質中剪切走滑破裂變形位移量。自然界實例和砂箱物理模擬實驗中R剪切和高角度共軛R′剪切發育程度具有明顯的主次性, 其成因可能歸結于砂箱物質粒間孔發育程度、非線性應力?應變物質特征、物質非均一性等(Schmocker et al., 2003; Katz et al., 2006; Misra et al., 2009), 尤其是砂箱物質中片狀礦物的增加所導致的物質非均一性(圖4e), 將會顯著增加(與剪切帶呈低角度夾角)R剪切破裂變形的集中發育程度(Misra et al., 2009; Cooke et al., 2013)。

一般而言, 較高的剪切變形強度普遍導致更寬的走滑剪切帶、較發育的R′剪切(而R剪切較少), 但砂箱物質厚度增加通常也會導致R剪切破裂較少(Atmaoui et al., 2006); 砂箱物質淺部的雁列式破裂變形普遍向下逐漸歸并入深部基底走滑斷層、與自然界走滑剪切帶逐漸歸并于主剪切斷層切割巖石圈深部特征相一致(圖2b), 且相鄰或疊置的走滑斷裂間形成典型走滑隆起帶(Naylor et al., 1986; Richard et al., 1995; Ueta et al., 2000), 剪切帶寬度普遍與砂箱物質厚度及其內摩擦角相關(Le Guerroue and Cobbold, 2006)。不同走滑剪切動力學特性對砂箱物理模擬構造變形具有明顯不同的控制作用(Naylor et al., 1986; Richard and Cobbold, 1990; Richard et al., 1995; Schellart and Nieuwland, 2003; Tong et al.,2014), 如: 走滑拉張、走滑擠壓和傾斜基底斷層等。傾斜的基底主斷層物理模擬(擠壓)走滑剪切構造變形過程中, 砂箱上盤常形成雁列式非對稱性斷層, 斷層臨近基底主斷裂普遍具有較高的走滑分量、遠離基底主斷裂則具有較高逆沖分量; 而(拉張)走滑剪切構造變形過程中, 砂箱物質普遍具有較對稱性破裂變形特征(圖4d), 斷層幾何學特征與基底主斷層位移量和上覆砂箱物質厚度之比密切相關(Richard et al., 1995)。當砂箱物理模型具有多條基底斷層時, 砂箱物質斷層發育特征主要受控于基底斷層間隔與上覆砂箱物質厚度之比(Richard et al., 1995; Schellart and Nieuwland, 2003)。當其比率較低時(0.25～0.5)砂箱物質早期形成疊置的、較長的R剪切破裂帶(圖4e), 伴隨走滑剪切位移增大低角度R剪切、R′剪切和P剪切逐漸形成相互疊置的破裂變形帶; 當比率較大時砂箱物質形成兩個相互獨立的走滑剪切變形帶。

5)支架被搬運到掘進工作面合適位置后，頂梁油缸、護幫油缸加壓，油缸伸出，伸縮梁伸出，直至護幫板與兩幫接觸，完成支架的伸展動作，立柱油缸、護幫油缸加壓，支架立柱升起，直至頂梁與頂板接觸，完成支架的升架動作，支架支撐后在兩幫位置打錨桿。

(a) 黏土物質砂箱物理模型剪切破裂發育過程及其特征 (Tchalenko, 1970); (b) 石英砂物理模型剪切破裂發育過程及其特征(Naylor et al., 1986), 相對于黏土物質模型其剪切破裂具有較高的初始R剪切破裂角; (c) 具45°傾角基底主斷層砂箱物理模型剪切破裂與斷裂等發育特征 (Richard et al., 1995), 其中SS/DS為走向滑動與傾向滑動比率, 注意擠壓走滑變形與拉張走滑變形構造樣式的差異性; (d) 雙垂直基底主斷層砂箱物理模型剪切走滑變形過程及其特征(Richard et al., 1995), 其中S/T為基底斷層間隔與上覆砂箱物質厚度之比; (e) 物質非均一性(Sand: Talc, 即石英砂: 滑石)對R剪切和R′剪切集中發育程度影響(Misra et al., 2009)。

2.3 彌散性剪切帶變形物理模型

彌散性走滑剪切砂箱物理模擬變形過程中早期走滑剪切破裂變形具有長演化周期、且控制著后期構造變形過程(Gapais et al., 1991; An and Sammis, 1996; An, 1998; Schreurs, 2003), 它通常形成兩類不同剪切變形破裂或斷裂(Schreurs, 2003), 一組為共軛R剪切和R′剪切、另一組為晚期應力場旋轉形成的斜切破裂/斷裂(RL或RL′), 主要發育于R剪切和R′剪切間(圖5a)。伴隨剪切應變量增加, 相鄰斷裂間常形成平行于剪切帶走向的隆起帶, 尤其是R剪切(或R′剪切)的“合并聯合”現象, 即相鄰剪切斷裂沿走向傳播、疊置與合并演化, 或者R剪切斷裂(或R′剪切)之間的較短的、正向和反向剪切斷裂的形成, 這些剪切斷裂與R剪切(或R′剪切)斷裂具有較低的夾角(RL或RL′)。

雖然砂箱物質彌散性剪切變形過程中早期變形階段R剪切和R′剪切都普遍發育, 但由于砂箱模型邊界條件的差異(如: 幾何類型或砂箱物質成分等), 可能導致剪切變形過程中砂箱物質以R′剪切變形為主的(Gapais et al., 1991)。不同方向的斜向擠壓剪切動力學條件對砂箱物質變形過程也具有重要的控制和影響作用(Schreurs and Colletta, 1998), 如: 斜向擠壓匯聚角(擠壓方向與走滑剪切邊界夾角)較低時, 砂箱物質早期主要形成走滑剪切破裂變形, 但其角度超過18°時逐步形成走滑逆沖破裂變形(圖5b)。彌散性剪切變形過程中砂箱物質能夠發生側向位移(砂箱橫向邊界即“transverse boundaries”不固定, 圖5c), 這與我國東部渤海灣地區發育的凹陷邊界斷層“躍遷”特征具有相似性(童亨茂等, 2018); 晚期RL或RL′剪切破裂伴隨剪切應變增加形成具弱傾向滑動的“S”型或“Z”型彎曲變形, 同時形成旋轉構造和張性塹?壘結構等(圖5c), 它們與拉張走滑體系下大量弧型彎曲走滑斷裂帶特征相一致, 如: 渤海灣遼西構造帶(徐長貴, 2016; 柳嶼博等, 2018)。

(a) 彌散性剪切砂箱物質走滑剪切變形過程及其特征(Schreurs, 2003); (b) 斜向彌散性剪切變形過程砂箱物質表面斷裂發育特征對比圖 (Schreurs and Colletta, 1998), 其中β為主應力方向與基底斷裂或剪切主邊界夾角, 負值為張性剪切、正值為擠壓剪切, β=0為典型彌散性剪切變形模式; (c) 橫向或側向邊界不固定條件下彌散性剪切砂箱物質變形過程(Schreurs, 2003), 其主走滑剪切斷裂間形成旋轉變形和張性塹壘結構。

呂德爾剪切砂箱物理模擬實驗中主剪切應變帶走向平行于基底主斷裂, 伴隨剪切變形增大該主剪切應變帶變窄、形成典型的主走滑變形位移帶(PDZ) (Naylor et al., 1986; Richard et al., 1995); 彌散性剪切物理模擬實驗中復合的正向剪切帶一般與砂箱模型基底主斷裂具有10°～15°夾角, 伴隨剪切變形增大該主剪切應變帶變寬。由于呂德爾剪切物理模型實驗中基底主斷裂走向大致平行于潛在的低角度RL剪切破裂走向, 其不發育低角度RL剪切破裂變形, 因此R剪切破裂疊置合并常常形成Y型剪切; 相反在彌散性剪切變形模型中, 發育大量的RL和RL′剪切破裂變形。一般而言, 自然界中彌散性剪切帶變形模型普遍具有如下特征(Schreurs, 2003): 數條分散的、疊置的主走滑斷裂, 主走滑斷裂間普遍發育年輕的、較短的和具(相對于主走滑斷裂)較小走滑變形的走滑斷裂(其剪切屬性與主走滑斷裂相反), 主走滑斷裂和(直線型或彎曲的)RL或RL′剪切斷裂間常發生物質旋轉變形形成隆起帶或凹陷帶。呂德爾剪切和彌散性走滑剪切物理模擬實驗中都普遍揭示出物質剖面結構上花狀結構樣式, 它們與自然界走滑斷裂體系具一致性, 尤其是彌散性走滑剪切物理模擬實驗中所揭示的大量物質旋轉、斷層側向斜列疊置和傳播生長等與自然界復雜走滑變形特征體現出較好的相似性(圖2、圖5)。

2.4 走滑剪切構造變形分段性及其主控因素

自然界中走滑剪切構造帶普遍由連續的、具分段性斷裂體系及其走滑轉換帶構成, 如: 斷層帶彎曲/疊置帶(包括低疊置/過疊置(即“Underlapping or Overlappingt”)、斷層間隔性(即“stepover distance/ width”))等?；讛鄬幼呦蜃兓?、疊置等幾何學特征變化常常導致走滑剪切構造系統中應力?應變條件沿走向差異變化, 它是走滑斷裂分段及走滑轉換帶構造變形差異的重要控制因素之一(Dooley et al., 1994; Richard et al., 1995; McClay and Bonora, 2001; Mann, 2007; 馬寶軍等, 2009; Mitra and Paul, 2011)?；⌒螐澢鬃呋鲾鄬由跋湮锢砟M揭示, 受控于弧形主走滑斷層主應力場與基底斷裂夾角沿兩側的差異性(即弧形主走滑斷裂兩側明顯不同走滑擠壓剪切應力分量), 導致砂箱物質應變差異、相關斷裂具不同發育序列和發育程度(Dufrechou et al., 2011)。一般而言, 弧形主走滑斷層內凹側較早形成呂德爾剪切斷裂、且具有較高發育程度, 隨后主斷層凸出外側形成較稀疏R斷裂, 最終形成平行于主走滑斷裂的弧形斷裂體系(圖6c)?；谧呋瑪嗔询B置長度、橫向間隔和走滑位移量等, 任健等(2017)揭示走滑構造帶系統中走滑斷層疊置長度增加和橫向間隔距離減小都會導致走滑轉換帶內橫向斷層與斜向斷層數量比增加, 且它們之間存在一定的比例函數關系。復雜拉張走滑構造變形作用下, 伸展與走滑作用的強弱配比關系控制影響著斷裂發育特征(陳興鵬等, 2019), 走滑作用與伸展拉張作用復合聯合形成平面上具帚狀或梳狀組合斷裂樣式、發育R和P剪切斷層等, 垂向剖面成多級“Y”字形、似花狀構造或負花狀斷裂組合樣式等(圖6b)。走滑剪切帶斷層走向末端, 由于應力?應變逐漸沿走向釋放撒開、導致平面上呈馬尾狀斷裂組合樣式(即帚狀斷裂體系), 且伴隨地層能干性減弱或軟弱層厚度增加, 帚狀斷裂體系平面延伸長度和寬度顯著增大、走向穩定性增強, 從而形成系列規模較大的斷塊, 而區別于走滑剪切轉換帶構造變形特征(McClay and Bonora, 2001; 李艷友等, 2017)。

一般而言, 壓扭性斷層彎曲或疊置帶、走滑轉換帶等常常發育不同幾何形態與構造特征的隆起帶或沖起構造帶, 未疊置斷層帶常常發育拉伸的菱形沖起構造、高疊置主斷層帶形成“S”型沖起構造, 壓扭性走滑斷層疊置帶常發育平行四邊形或箱狀沖起構造, 伴隨主斷層間隔距離的增大沖起構造帶幾何形態逐漸轉變為平行四邊形且斷層傾角顯著增大(Richard et al., 1995; McClay and Bonora, 2001; Mitra and Paul, 2011)?；鬃呋鲾鄬娱g差異疊置性/彎曲性導致走滑沖起構造形成明顯不同的旋轉變形分量, 如: 從低疊置壓扭性斷階(約30°疊置夾角)導致形成沖起構造帶7°逆時針旋轉變形到高疊置斷階(約150°疊置夾角)導致形成沖起構造帶16°逆時針旋轉變形(圖6a; McClay and Bonora, 2001), 同時壓扭性斷階/彎曲帶沖起構造與逆斷層由外向內的生長過程可能也具有差異性。

自然界復雜動力學作用通常導致沿走滑剪切構造帶應力?應變機制走向變化, 如: 純走滑剪切、張性/擠壓走滑剪切等變形, 砂箱物理模擬實驗廣泛揭示拉張或擠壓方向(相對于主走滑斷裂帶)對走滑構造體系分段性及其走滑轉換帶構造變形具有重要控制作用, 尤其是主應力場方向與走滑斷裂帶相關性(Zwaan and Schreurs, 2016)。右旋走滑剪切作用條件下, (右階)相疊置基底斷層更加容易走向傳播生長, 形成以離散性走滑斷層為典型特征的走滑轉換帶(圖6b); 與之相反, 左旋走滑剪切作用下相疊置基底斷層更加容易相背生長。疊置基底斷層間先存構造通常在晚期走滑剪切變形作用過程中再活化, 但它們普遍繼承早期構造的幾何學特征。尤其伴隨拉張剪切主應力場與基底走滑斷裂夾角減小, 導致走滑剪切構造帶走向分段性減弱、且走滑轉換帶幾何學規模明顯減小(Zwaan et al., 2016)。

(a) 砂箱物理模擬實驗中基底斷裂幾何學(即疊置性、斷階間距)與沖起構造特征, 伴隨基底斷裂間距(即斷階間距)增大沖起構造規模明顯增大、且內部構造變形復雜化增強(McClay and Bonora, 2001); (b) 走滑剪切主應力場方向與基底斷裂帶相關性控制走滑轉換帶變形特征(Zwaan and Schreurs, 2016)。右旋走滑剪切作用條件下, (右階)相疊置基底斷層更加容易走向傳播生長, 形成以離散性走滑斷層為主的走滑轉換帶。(c) 受控于弧形主走滑斷層兩側差異性應力?應變機制, 基底走滑斷裂內凹側較早形成呂德爾剪切斷裂、且具有較高發育程度(Dufrechou et al., 2011); (d) 伸展與走滑作用的強弱配比關系控制影響著斷裂發育特征(陳興鵬等, 2019), 走滑作用強于拉張伸展作用導致平面上張性斷層、P和R剪切發育形成走滑剪切帶。(e) 非均一性砂箱物質導致走滑剪切帶應力?應變走向變化, 線性軟弱帶不同展布方向對純剪或張剪性構造變形作用過程的影響(Dooley and Schreures, 2012)。(f) 淺表構造剝蝕與沉積作用過程對走滑剪切變形作用的控制影響作用(Guerroue and Cobbold, 2006), 同構造剝蝕和沉積作用導致走滑構造帶斷層傾角普遍增大、走滑隆起“花狀”結構帶寬度顯著減小。

砂箱物質非均一性特征, 如: (與走滑剪切帶斜交)先存構造變形帶或軟弱帶等, 常常導致走滑剪切帶沿該非均一結構帶發生應力?應變集中(Mann et al., 2007; Holohan et al., 2008; Dooley and Schreures, 2012), 伴隨走滑剪切位移逐漸增大形成典型的成對彎曲斷層系統。沿走滑剪切帶展布的非均一性砂箱物質分布特征(如: 雙圓柱軟弱帶、線性軟弱巖帶等)對剪切帶構造變形分帶性具有重要的控制和影響作用(圖6e)。當線性軟弱巖帶與砂箱基底斷裂帶具逆時針或順時針45°斜向夾角時, 沿軟弱巖帶普遍會形成“S”型或平行四邊形沖起帶, 砂箱走滑剪切破裂沿該帶周圍傳播、合并形成主走滑變形帶, 但后者通常還會形成較高角度的R′剪切破裂。當走滑剪切變為張性走滑剪切時, 其相關沖起構造帶具有相對較小的隆起程度和變形范圍、同時受晚期斜切斷裂(以RL型為主)切割, 主走滑變形帶(PDZ)末端普遍形成不同形態的拉分盆地。當砂箱物質包含多個非均一結構帶(如: 膏鹽體或膏鹽帶)時, 由于非均一軟弱結構帶未直接就位于基底斷裂帶上方導致通常形成貫通斷層帶切割砂箱物質, 低角度R剪切破裂逐漸形成、疊置與合并形成主走滑變形帶(PDZ) 和相對較窄的張性位錯與張性彎曲斷層帶, 尤其是形成典型的張性拉分盆地。淺表作用過程(如: 剝蝕與沉積)通過控制淺部物質負載作用過程控制影響走滑剪切構造帶應力?應變條件, 從而對其變形作用過程具有重要影響性(Guerroue and Cobbold, 2006; Moustat and Khalil, 2017)。淺表剝蝕和沉積作用通常導致走滑斷層埋深停止活動生長、部分斷層持續走滑切割同沉積地層或剝蝕暴露, 總體上斷層傾角普遍增大、走滑隆起“花狀”結構帶寬度顯著減小(圖6f)。

總體而言, 走滑剪切構造系統分段性及其走滑轉換帶差異變形特征受控于基底走滑斷層應力?應變條件沿走向差異變化的特性, 其走向差異變化特性主要控制因素包括: 基底斷層幾何學(如: 彎曲/疊置性、間隔性、弧形斷層等)、砂箱動力學特性(如: 純走滑剪切、張性/擠壓走滑剪切等)、(非)均質性砂箱物質特征(如: 黏土和膏巖等)、基底非均一性(如: 塑性基底物質幾何學等)等。

3 典型走滑構造實例砂箱物理模擬實驗

3.1 維也納盆地低角度拉分走滑剪切構造砂箱物理模擬實驗

維也納盆地是位于中歐東部、東阿爾卑斯與西喀爾巴阡褶皺帶之間的左旋走滑拉分盆地, 具有波希米亞和古生界至中生界雙重基底, 其基底埋藏最大達到9000～10000 m; 盆地拉張走滑快速沉降開始于中新世, 上新世盆地發生部分構造反轉(Horvath and Clotingh, 1996)。區域地質填圖揭示空間上維也納盆地周緣主要以雁列式、斜向拉張正斷層系統為主(Hinsch et al., 2005; Arzmuller et al., 2006), 這與拉分走滑剪切砂箱物理模擬實驗所揭示盆地邊緣變形區域發育典型的雁列式、斜向拉張正斷層系統相一致(圖7), 而區別于純走滑剪切砂箱物理模型實驗結果(Dooley and McClay, 1997; Wu et al., 2009)。

剖面結構上, 維也納盆地邊緣帶斷裂系統具有明顯的負花狀結構特征, 同時由于后期疊加反轉擠壓變形導致部分斷層具有逆斷層特征, 揭示出剖面結構上的非對稱性(圖7d)。伴隨盆地內持續的同沉積充填, 維也納盆地具有非對稱性地塹結構(Arzmuller et al., 2006), 同時形成典型的北西和南東地區的雙沉積中心, 其最大沉積中心厚度達到4～6 km(圖7d); 雙沉積中心被中央高地及其發育的斷層系統切割分離, 這與砂箱物理模擬實驗中雙沉積中心一致性。伴隨持續的拉分走滑剪切構造變形, 砂箱物理模擬實驗中物質發生非對稱性拉張變形, 盆地邊緣率先形成系列雁列式、斜向拉張正斷層系統; 同時在基底斷裂彎曲帶分別形成方向相反的兩個沉積中心, 沉積中心在拉張走滑中后期快速形成, 而區別于純走滑剪切物理模型的單一沉積中心特征(Dooley et al, 2004; Wu et al., 2009)。早期走滑剪切沿中央主走滑變形位移帶(PDZ)形成的雁列式斷裂/破裂, 受后期持續拉張走滑剪切控制逐漸形成相對較窄的中央地塹系統, 分割雙沉積中心, 同時由于雙沉積中心的發育導致拉分走滑剪切盆地具有明顯較寬的盆地幾何學特征。需要指出的是, 維也納盆地中雙沉積中心形成演化可能伴隨大規模物質的旋轉變形, 這與盆地中央大量走滑斷層側向疊置和斜列旋轉生長等特征相一致(圖7c), 但在拉分走滑剪切物理模擬實驗中模型中央主走滑變形位移帶缺少相應變形特征, 其差異性可能受控于物理模型的單一基底斷層模式(即呂德爾剪切模式)。

(a) 低角度(5°)拉分走滑剪切物理模型裝置圖(Wu et al., 2009); (b) 低角度走滑拉分剪切模型構造演化模式圖(Wu et al., 2009), 揭示早期階段形成較窄的面狀高角度傾角的、雁列式斜向拉張正斷層特征, 后期發育典型的沿中央主位移帶走滑斷層體系分割盆地沉積中心; (c, d) 維也納盆地典型構造特征圖(Arzmuller et al., 2006), 空間上揭示維也納盆地邊緣雁列式、斜向拉張正斷層特征, 同沉積充填厚度進一步揭示拉分走滑剪切的雙沉積中心特征。

3.2 鶯歌海盆地弧形走滑構造砂箱物理模擬實驗

鶯歌海盆地位于古特提斯和環太平洋構造域的交接轉換地帶, 新生代印?藏陸陸碰撞和太平洋板塊俯沖所導致的印支地塊和華南地塊之間的多期次相對運動, 控制著鶯歌海盆地形成演化(孫向陽和任建業, 2003; Zhu et al., 2009; 謝玉洪等, 2015; 宮偉等, 2017), 尤其印支地塊旋轉擠出過程所引起的延伸長度超過1000 km的、紅河韌性走滑剪切帶(Leloup et al., 1995)。紅河斷裂帶在鶯歌海盆地內分支為兩條盆地邊界斷層和多條盆地內部斷層帶、具彌散性變形特征, 如: 馬江斷裂帶、齋河斷裂等; 同時斷裂入海后由北西走向轉變為近南北向、平面上具弧形彎曲特征(圖1)。

鶯歌海盆地地層可大致分為(1)古生界?中生界前裂谷期基底層系、(2)始新世?中中新世裂谷同期湖相、河流相和部分海相層系和(3)中新世以來的裂谷后期海相碎屑巖。新生代早期紅河斷裂左旋走滑擠出過程, 導致鶯歌海盆地發育大量走滑斷層系統, 在鶯歌海盆地西側走滑相關斷層系統普遍具有面狀斷層結構、傾角約40°～60°, 如: 紅河斷層(圖8f)。相對比的是, 在鶯歌海盆地東側普遍發育高角度?垂直傾角的走滑斷裂體系, 且常見凸面向上斷層組成的“棕櫚樹狀”花狀構造。鶯歌海盆地東西兩側發育走滑斷裂特征的差異性與弧形走滑砂箱物理模型變形特征相一致, 即弧形構造變形內弧帶斷層傾角較緩、逆沖特征較突出, 外弧帶斷層傾角高陡、走滑剪切特征明顯(圖8b)。

區域哀牢山?紅河韌性走滑斷裂的向南延伸進入鶯歌海盆地, 在盆地西北部地區斷層具有明顯的右階雁列式展布特征, 這與弧形彌散性走滑物理模型頂面結構一致。伴隨持續走滑擠出與盆地演化過程, 基底走滑斷裂體系普遍未切割上覆(裂谷后期)層系, 如: 紅河斷裂和Song Lo斷層普遍未切割上新統黃流組(5.3 Ma)(圖8e-f)。砂箱物理模型中通過硅膠層系模擬自然界高塑性層系, 如: 膏鹽層系、超壓泥質巖層系等, 它們明顯限制著深部走滑斷層的垂向生長過程, 導致深部斷層終止于高塑性層系, 僅部分強走滑變形斷層在物理模型表面出露。物理模擬實驗結果與鶯歌海盆地對比, 揭示出區域裂谷后期快速沉積的黃流組?鶯歌海組對于早期走滑斷裂垂向生長過程具有一定的限制性。由于上新統(即5.5 Ma以來)紅河斷裂帶仍然具有較強烈的走滑剪切變形作用, 其走滑量約為60～100 km(Rangin et al., 1995; Zhu et al., 2009), 因此受到上覆裂谷后期塑性層系限制、鶯歌海盆地走滑斷裂變形僅切割中新統三亞組(圖8d-f)。需要指出的是, 物理模型中未考慮同裂谷期積期快速沉積充填(即同構造沉積作用), 在區域地震剖面中能夠識別出三亞組?黃流組典型楔狀地層特征, 這與物理模型剖面結構具有一定的差異性。綜上所述, 鶯歌海盆地新生代構造演化過程及其特征受控于以哀牢山?紅河弧形斷裂系統的彌散性左旋走滑擠出作用過程。

4 討論與結論

自20世紀初以來, 砂箱物理模擬手段方法學的興起與發展為我們解譯走滑構造系統演化過程及其動力學機制等提供了獨立有效的手段?；趨蔚聽柤羟泻蛷浬⑿约羟形锢砟Ｐ蛯嶒灲沂? 走滑變形位移帶普遍發育五類斷裂/破裂體系, 即R型破裂、R′型破裂、P剪切、張破裂和Y型破裂, 尤其是在彌散性剪切變形過程中發育大量的RL和RL′型斜切剪破裂, 伴隨走滑剪切作用物質發生大規模走滑旋轉、產生斷層側向斜列疊置和傳播生長。淺表走滑構造系統變形過程中, 基底斷層幾何學(彎曲/疊置性、間隔性等)、砂箱動力學特性(純走滑剪切、拉分走滑和擠壓走滑剪切)、非均質性砂箱物質特征(黏土和膏巖等)、基底非均一性(塑性基底物質幾何學等)等對走滑構造變形過程具有明顯控制作用。彌散性弧形走滑剪切物理模擬揭示鶯歌海盆地新生代構造演化過程及其特征主要受控于以哀牢山?紅河弧形斷裂系統的彌散性左旋走滑擠出作用過程。

砂箱物理模擬實驗對于淺表走滑構造系統解譯具有獨特優勢的同時, 它也具有與生俱來的缺點, 如: 簡化的砂箱模型裝置、地層力學機制和動力學條件等。尤其是, 由于含水特殊性問題導致走滑剪切物理模擬過程中廣泛使用的濕黏土材料粘聚強度變化、可重復性等仍需完善, 但這些缺陷性并不意味著砂箱物理模擬的不可靠性和非科學性。近百年來, 大量砂箱物理模擬實驗研究揭示走滑構造系統變形過程中多因素耦合的控制性, 但迄今為止許多走滑變形細節過程仍然缺少有效的機制模型研究, 如: 溫?壓相關屬性、流體超壓與充注過程等。我國復雜板內?板緣動力學背景中, 多期走滑構造反轉與構造疊加、多期旋轉動力拉張走滑構造過程等物理模擬實驗的開展, 是當前構造物理模擬學界急需開展的前緣科學問題之一, 尤其是我國東部海域走滑構造盆地群普遍發育同構造沉積地層, 針對它們的地殼淺表剝蝕?沉積互饋機制如何應用于實際自然界原型和砂箱物理模型的研究有待更加深入開展, 如: 源?匯體系物質搬運方式與機制、穩態/非穩態淺表剝蝕?沉積作用等。伴隨砂箱物理模擬手段在走滑構造系統變形過程研究的廣泛使用, 其挑戰性在于如何把創新性砂箱裝置、全時三維監測和應變量化等手段融入砂箱物理模型中有效解譯地殼淺表走滑構造系統變形的實際問題, 從而使其在地震災害機理、油氣勘探等方面發揮越來越重要的作用。

(a) 鶯歌海盆地弧形彌散性走滑模型裝置圖; (b) 弧形走滑最終階段頂面和切片特征圖, 沿弧形剪切帶物質頂面走滑斷裂雁列式展布、垂直剖面上內弧帶與外弧帶斷層傾角和走滑逆沖變形強度具有明顯差別; (c, d, e, f) 鶯歌海盆地典型構造特征圖, 揭示鶯歌海盆地東西兩側走滑斷裂具有幾何學和運動學差異性, 同時走滑斷裂系統受控于走滑作用和泥質巖層系等控制普遍未切割裂谷后期層系。

感謝中國石油大學(華東)李偉博士和另一位匿名審稿專家對文章提出寶貴的修改意見。

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A Review on Analogue Modelling of Strike-slip Tectonics

XIE Yuhong

(100010,)

Strike-slip deformation in the shallow crust occurs in diverse geodynamics and exhibits complex geological features, such as earthquakes, hydrocarbon accumulation, etc. Since the 1900s, analogue modelling has become a powerful and indispensable tool which can provide an integrated picture of strike-slip deformation based on self-organization and unreasonable effectiveness of tectonics. In nature, the strike-slip system can be divided into the boundary transform and intraplate strike-slip shears in geodynamics, and divided into bend-type and stepover-type strike-slip shears in geometry. Based on the analogue modelling of Riedel and distributed strike-slip deformation, five type shears or strike-slip faults across the principal displacement zone (PDZ) can further be recognized which include R-shears, R′-shears, P-shears, tensile shear and Y-shear. RL- and RL′-shears are common in distributed strike-slip deformation. Previous analogue modeling researches have explored the role of main parameters governing strike-slip deformation, including the properties of basement fault (bend and stepover), kinematics (pure strike-slip, transpression and transtension), surface processes (erosion and sedimentation), the properties of material (wet-clay, silicone), and inhomogeneous basement etc. Nowadays, analogue modelling has become a critical gateway in researches of mechanical and structural evolution of strike-slip system in the shallow crust, as well as in the earthquake and hydrocarbon exploration.

Analogue modelling; strike-slip deformation; Riedel strike-slip shear; distributed strike-slip shear

P542

A

1001-1552(2021)06-1127-019

10.16539/j.ddgzyckx.2021.02.015

2020-05-26;

2020-11-01;

2021-04-27

國家科技重大專項(2016ZX05024)資助。

謝玉洪(1961–), 男, 教授級高級工程師, 從事海洋油氣勘探、開發生產科研與工程管理工作。Email: xieyh@cnooc.com.cn