謝玉洪

淺表走滑構(gòu)造系統(tǒng)砂箱物理模擬研究進(jìn)展

謝玉洪

(中國海洋石油集團(tuán)有限公司, 北京 100010)

地殼淺表走滑構(gòu)造系統(tǒng)發(fā)育于多種類型的地球動(dòng)力學(xué)背景, 不僅具有較強(qiáng)地震危害性、也富集油氣礦產(chǎn)等資源。自20世紀(jì)初以來, 基于地質(zhì)構(gòu)造過程自相似性和“無理有效性”的砂箱物理模型為走滑構(gòu)造系統(tǒng)演化特征與機(jī)制等研究提供了獨(dú)立有效的手段。自然界走滑構(gòu)造系統(tǒng)動(dòng)力學(xué)上可分為板緣構(gòu)造轉(zhuǎn)換斷層和板內(nèi)走滑斷層體制, 空間幾何學(xué)上可分為走滑斷層彎曲類和走滑斷層疊置類。基于呂德爾剪切和彌散性剪切砂箱物理模型實(shí)驗(yàn)共同揭示出, 走滑剪切系統(tǒng)主走滑變形位移帶發(fā)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(fā)育大量的RL和RL′型斜切剪破裂。淺表走滑剪切構(gòu)造系統(tǒng)分段性及其走滑轉(zhuǎn)換帶差異變形特征受控于基底走滑斷層應(yīng)力?應(yīng)變條件沿走向差異變化的特性, 基底斷層幾何學(xué)(彎曲/疊置性、間隔性等)、砂箱動(dòng)力學(xué)特性(純走滑剪切、拉分走滑和擠壓走滑剪切)、非均質(zhì)性砂箱物質(zhì)特征(黏土和膏巖等)、基底非均一性(塑性基底物質(zhì)幾何學(xué)等)等對(duì)走滑構(gòu)造變形過程具有明顯的控制作用。砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)?zāi)転樽呋瑯?gòu)造系統(tǒng)運(yùn)動(dòng)學(xué)、變形特征與機(jī)制等提供較好的解釋模型, 能有效再現(xiàn)走滑構(gòu)造形成演化的四維過程與機(jī)制, 在地震災(zāi)害機(jī)理、油氣勘探等方面將發(fā)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(gòu)造系統(tǒng)普遍發(fā)育于不同類型的地球動(dòng)力學(xué)背景, 如: 板緣環(huán)境(新西蘭Alpine斷層帶、美國San Andreas斷層帶和Dead Sea斷層帶等)、板內(nèi)環(huán)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(gòu)造系統(tǒng)由動(dòng)力學(xué)成因上相互聯(lián)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(dá)數(shù)百公里(圖1), 走滑斷裂帶發(fā)育復(fù)雜的拉張和/或擠壓構(gòu)造變形, 它們通常與走滑構(gòu)造帶主斷層及其兩側(cè)塊體運(yùn)動(dòng)矢量密切相關(guān)(Sylvester, 1988; Mann, 2007)。走滑構(gòu)造變形系統(tǒng)是重要的地震活動(dòng)帶, 如: San Andreas走滑斷層帶其地震活動(dòng)帶寬大500 km、鮮水河?小江走滑斷層的地震活動(dòng)寬度達(dá)200 km, 因而具有嚴(yán)重的地震危險(xiǎn)性。同時(shí), 走滑構(gòu)造變形系統(tǒng)通常形成具有不同構(gòu)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(chǎn)富集性(圖1), 如: 鶯歌海?瓊東南盆地(天然氣資源量達(dá)1.5×1012m3)、渤海灣盆地(石油探明儲(chǔ)量達(dá)140.52×108t)(國土資源部信息中心, 2014)等。

地質(zhì)過程的自相似性(Self-similarity)和砂箱構(gòu)造物理模型相互驗(yàn)證等揭示出實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ团c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(xué)?運(yùn)動(dòng)學(xué)?動(dòng)力學(xué)過程的相似性(Hubbert, 1937)), 構(gòu)成砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)理論基礎(chǔ)。自Cloos(1928)和Riedel(1929)開創(chuàng)性使用平直基底活動(dòng)板片與上覆石英砂模擬走滑構(gòu)造變形過程以來, 近百年走滑構(gòu)造系統(tǒng)砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)裝置和理論體系產(chǎn)生了極大的革新變化(Koyi, 1997; Dooley and Schreures, 2012)。從防震減災(zāi)人居環(huán)境、到油氣礦產(chǎn)資源勘探預(yù)測等不同方面, 以自然界原型和實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ蛯?duì)比研究(“From nature to models”)為科學(xué)思想的砂箱物理模擬手段受到了的廣泛重視和應(yīng)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(dòng)研究揭示出活動(dòng)走滑斷裂系統(tǒng)的活動(dòng)強(qiáng)度與淺部脆性地殼厚度和力學(xué)條件等密切相關(guān)(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(gòu)造系統(tǒng)研究揭示遼東灣地區(qū)典型拉張走滑變形過程的含油氣構(gòu)造樣式等。

(a) 中國及鄰區(qū)主要陸內(nèi)走滑斷裂體系, 其中紅色圓圈示青藏高原地區(qū)6級(jí)以上地震(據(jù)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(dòng)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(gòu)造系統(tǒng)為研究對(duì)象的砂箱物理模擬研究結(jié)果, 系統(tǒng)闡述地殼淺表走滑構(gòu)造系統(tǒng)“實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｐ?自然原型”間相似性機(jī)理, 揭示砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)?zāi)軌蛴行г佻F(xiàn)走滑構(gòu)造形成演化的四維過程特征與機(jī)制, 從而為走滑構(gòu)造系統(tǒng)運(yùn)動(dòng)學(xué)、變形特征與機(jī)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(gòu)造實(shí)例對(duì)比為典型案例, 以期為研究同行提供參考與借鑒。

1 走滑構(gòu)造系統(tǒng)形成過程機(jī)制與特征

瑞士地質(zhì)學(xué)家Arnold Escher von der Linth基于近8 km的地表線狀構(gòu)造(即“the Sax Schwendi fault”)及其發(fā)育的水平擦痕和階步特征, 在19世紀(jì)50年代最早記錄和解釋了左旋走滑斷層活動(dòng)、其斷距約500～800 m(Sylvester, 1988)。1906年舊金山地震導(dǎo)致San Andreas斷層活動(dòng)形成最大達(dá)4.7 m右旋走滑活動(dòng), 斷層走滑活動(dòng)作用及其意義逐步開始受到地質(zhì)學(xué)界的廣泛關(guān)注?！白呋瑪鄬? Strike-slip fault”強(qiáng)調(diào)斷層動(dòng)力學(xué)含義, 主要指斷層具有平行于其走向的運(yùn)動(dòng)矢量(Reid et al., 1929)。隨后, 扭斷層“wrench fault”、轉(zhuǎn)換斷層“transform fault”和橫斷層“transcurrent fault”等概念也廣泛應(yīng)用于走滑斷層闡述。Woodcock (1986)和Sylvester (1988)將其主要?dú)w為兩類走滑斷層系統(tǒng)即: 板緣構(gòu)造轉(zhuǎn)換斷層“Interplate transform fault”和板內(nèi)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(qū)域性走滑斷層系統(tǒng), 如: 洋中脊轉(zhuǎn)換斷層、海溝機(jī)制走滑斷層等; 后者主要為不同類型的、較小斷層發(fā)育深度(局限于巖石圈內(nèi)部)的走滑斷層系統(tǒng), 如: 構(gòu)造結(jié)機(jī)制走滑斷層、撕裂斷層等。因此, 走滑構(gòu)造系統(tǒng)具有多種成因機(jī)制, 包括: (1)不規(guī)則板塊/塊體碰撞, (2)力學(xué)屬性條件側(cè)向變化導(dǎo)致的巖石圈變形, (3)相鄰板塊/塊體不均一運(yùn)動(dòng), (4)板塊/塊體差異性旋轉(zhuǎn)或碰撞等機(jī)制(Storti et al., 2003; Mann, 2007)。

由于自然界沿走滑構(gòu)造變形帶中地層通常具非均質(zhì)性特征, 導(dǎo)致其帶內(nèi)主斷裂和次級(jí)斷裂連接、生長形成不規(guī)則的走滑斷裂帶/系統(tǒng)(Sylvester, 1988; Storti et al., 2003; Mann, 2007), 其走滑斷裂系統(tǒng)不規(guī)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(fā)生彎曲, 否則為斷層沿走向發(fā)生斷離、不連續(xù)(圖2)。陳發(fā)景等(2011)基于渤海灣盆地走滑拉張構(gòu)造特征出發(fā), 進(jìn)一步歸納為: (聚斂型和背離型)共軛反向類和同向類走滑轉(zhuǎn)換帶/調(diào)節(jié)帶。需要指出的是, 淺表發(fā)育的走滑斷層疊置帶通常伴隨深度增加逐漸轉(zhuǎn)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(qū)獨(dú)特復(fù)雜的板內(nèi)走滑動(dòng)力學(xué)過程, 我國地質(zhì)學(xué)家進(jìn)一步完善和發(fā)展了走滑斷裂體系中走滑派生構(gòu)造或走滑轉(zhuǎn)換帶(漆家福, 2007; 陳發(fā)景等, 2011; 童亨茂等, 2013; 黃雷等, 2019), 徐長貴(2016)系統(tǒng)總結(jié)歸納渤海海域存在(基于空間位置結(jié)構(gòu)分類的)斷邊轉(zhuǎn)換帶、斷間轉(zhuǎn)換帶和斷梢轉(zhuǎn)換帶三大類型, 和(基于局部應(yīng)力狀態(tài)分類的)增壓型和釋壓性走滑轉(zhuǎn)換帶兩小類走滑轉(zhuǎn)換帶, 尤其是增壓型轉(zhuǎn)換帶石油地質(zhì)儲(chǔ)量占郯廬斷裂帶81%總地質(zhì)儲(chǔ)量。吳智平等(2016)強(qiáng)調(diào)走滑與拉伸構(gòu)造疊加導(dǎo)致走滑主斷裂走滑側(cè)接作用形成走滑雙重構(gòu)造, 其平面空間上具疊瓦狀、剖面空間上具典型花狀結(jié)構(gòu), 也可以基于應(yīng)力?應(yīng)變特征分為擠壓和拉張型走滑雙重構(gòu)造類型。由于斷塊層系相對(duì)于主走滑變形位移帶(即The principal displacement zone (PDZ))不同運(yùn)動(dòng)矢量特征, 導(dǎo)致發(fā)育復(fù)雜的拉張和/或縮短構(gòu)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(gòu)造變形帶, 從而形成匯聚擠壓變形的隆起構(gòu)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(fù)花狀構(gòu)造特征(圖2b)?；谖覈鴸|部郯?廬斷裂帶渤海灣地區(qū)復(fù)雜走滑構(gòu)造特征研究, Huang et al. (2017)揭示張扭帶內(nèi)走滑相關(guān)擠壓變形作用形成的“特殊花狀構(gòu)造”, 即正斷層和背形組合構(gòu)造樣式(圖2b), 而明顯區(qū)別于典型的正花狀或負(fù)花狀構(gòu)造樣式(圖2b)。

(a) 走滑構(gòu)造系統(tǒng)的板塊動(dòng)力學(xué)機(jī)制及其板內(nèi)和邊緣走滑構(gòu)造體系特征(Woodcock, 1986); (b) 板內(nèi)走滑構(gòu)造系統(tǒng)模式圖與典型走滑斷裂系統(tǒng)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(xù)變化特征(Storti et al., 2003), 其中插圖示三類典型走滑花狀構(gòu)造樣式: 負(fù)花狀結(jié)構(gòu)、正花狀結(jié)構(gòu)和特殊花狀結(jié)構(gòu)(正斷層和背形組合構(gòu)造樣式)(Huang et al., 2017); (c) 右旋走滑構(gòu)造系統(tǒng)典型構(gòu)造特征綜合圖, 揭示右旋走滑構(gòu)造主走滑變形位移帶(PDZ)分段性與典型構(gòu)造特征綜合圖、應(yīng)力?應(yīng)變機(jī)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(gòu)造“實(shí)驗(yàn)?實(shí)例”互證分析

2.1 走滑構(gòu)造砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)裝置

基于板內(nèi)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(jìn)行走滑構(gòu)造砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)(圖3a), 即廣為熟知的呂德爾剪切實(shí)驗(yàn)(“Riedel experiment”, Tchalenko, 1970), 其模型設(shè)備裝置為兩部分組成: (1)基于產(chǎn)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(fā)生水平運(yùn)動(dòng)位移), (2)基底斷層上覆未變形地層系統(tǒng)。呂德爾剪切物理模擬實(shí)驗(yàn)揭示基底斷層上覆未變形物質(zhì)的純剪切走滑構(gòu)造變形特征, 此后該模型實(shí)驗(yàn)裝置得到廣泛的改進(jìn)與完善, 如: 轉(zhuǎn)換擠壓和轉(zhuǎn)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(jì)50?70年代, 不同的黏土材料、玻璃珠和石英砂等物質(zhì)被廣泛應(yīng)用于呂德爾剪切實(shí)驗(yàn)?zāi)M過程中, 揭示物質(zhì)屬性對(duì)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(yàn)和環(huán)剪試驗(yàn)手段進(jìn)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(zhǔn)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(xué)機(jī)制(Marone, 1998; Panien et al., 2006; Klinkmuller, 2012)。濕黏土材料通常具(較高)粘聚強(qiáng)度和含水性、且粘聚強(qiáng)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(diǎn), 但其對(duì)走滑構(gòu)造相關(guān)裂縫發(fā)育特征具有更好的顯示性(Eisenstadt and Sims, 2005; Withjack et al., 2007)。

20世紀(jì)中?晚期以來, 地質(zhì)學(xué)家們普遍認(rèn)識(shí)到自然界走滑剪切變形過程并不局限于某一狹窄構(gòu)造帶, 而常常分布于數(shù)十至數(shù)百公里寬的構(gòu)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(tǒng)、新西蘭Alpine斷裂系統(tǒng)和Dead Sea斷裂系統(tǒng)等, 因而彌散性走滑剪切砂箱構(gòu)造物理模擬實(shí)驗(yàn)也廣受關(guān)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(dú)立的基底板片與上覆平行排列的細(xì)板片(即5 mm寬有機(jī)玻璃棒, 圖3c)裝置組成, 它們分別發(fā)生水平剪切位移導(dǎo)致上覆砂箱物質(zhì)由長方形(或正方形等)發(fā)生彌散性剪切逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槠叫兴倪呅?。同時(shí), 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(gòu)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(guān)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(shí)現(xiàn)自然原型實(shí)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(gòu)造變形、純走滑剪切變形和不同動(dòng)力學(xué)變形過程的疊加構(gòu)造變形過程(Sota, 2006; Rosas et al., 2012)。需要指出的是, 通過對(duì)基底斷層的彎曲或相互疊置條件設(shè)置, 實(shí)現(xiàn)對(duì)不規(guī)則性走滑斷裂系統(tǒng)(即走滑斷層彎曲類和疊置類、或者走滑轉(zhuǎn)換構(gòu)造帶等)構(gòu)造變形過程模擬(圖3d)。由于復(fù)雜大陸動(dòng)力學(xué)背景導(dǎo)致我國東部地區(qū)普遍具多期走滑或拉張疊加構(gòu)造特征, 因此更加側(cè)重于對(duì)于先存構(gòu)造或基底、多期走滑與拉張復(fù)合作用過程的物理模型實(shí)驗(yàn)裝置(朱戰(zhàn)軍和周建勛, 2004; Tong et al., 2014; 李艷友等, 2017), 同時(shí)也暴露出簡化物理模型裝置與復(fù)雜地球動(dòng)力學(xué)之間與生俱來的矛盾(圖3)。

無論呂德爾和彌散性剪切實(shí)驗(yàn)?zāi)M裝置都普遍強(qiáng)調(diào)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(xué)機(jī)制條件, 如: 空間幾何學(xué)、能干層、流變學(xué)和非均一性等, 流體水?巖反應(yīng)和流體超壓作用等在地殼變形過程中都具有至關(guān)重要作用, 但受限于實(shí)驗(yàn)裝置設(shè)計(jì)條件, 它們普遍未能夠在實(shí)驗(yàn)?zāi)M條件下實(shí)現(xiàn)。尤其伴隨多期構(gòu)造變形過程中, 地殼淺表變形作用普遍具有復(fù)雜動(dòng)力學(xué)過程, 如: 多期走滑反轉(zhuǎn)、多期旋轉(zhuǎn)動(dòng)力拉張走滑構(gòu)造過程、穩(wěn)態(tài)和非穩(wěn)態(tài)淺表剝蝕?沉積作用等, 它們?nèi)绾卧诤喕呋跋淠M裝置中實(shí)驗(yàn)實(shí)現(xiàn)是有待解決的難點(diǎn)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(zhuǎn)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(zhuǎn)疊加, 南海珠江口盆地新生代多期(順時(shí)針旋轉(zhuǎn))拉張走滑動(dòng)力學(xué)變形疊加過程(Ye et al., 2018)等。

新世紀(jì)以來, 深部巖石圈過程、淺表作用過程(如: 同構(gòu)造沉積、構(gòu)造剝蝕等)和淺表(走滑)構(gòu)造變形之間的相互作用受到越來廣泛的關(guān)注, 因而淺表構(gòu)造作用過程普遍被作為典型走滑變形條件被應(yīng)用于砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中(Guerroue and Cobbold, 2006; Paola et al., 2009)。伴隨計(jì)算機(jī)和數(shù)值CCD相機(jī)進(jìn)步, 能更加高分辨率地獲取砂箱模型中不同像素或點(diǎn)陣運(yùn)動(dòng)規(guī)律。粒子成像測速技術(shù)(PIV, Particle Imaging Velocimetry)是基于兩個(gè)連續(xù)時(shí)間切片中應(yīng)變標(biāo)志體(如石英砂顆粒等)運(yùn)動(dòng), 有效量化砂箱模型運(yùn)動(dòng)學(xué)。每個(gè)時(shí)間切片的照片被劃分為不同的審訊窗口(Interrogation windows, IW), 下一個(gè)連續(xù)時(shí)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(yùn)動(dòng)或增量應(yīng)變(時(shí)間間隔內(nèi)分別沿X軸和Y軸), 通過計(jì)算這兩個(gè)審訊窗口可以得到該處的運(yùn)動(dòng)矢量(V)(Hoth, 2005; Adam et al., 2005)。它們的絕對(duì)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(guān)算法, 總體上都能夠達(dá)到數(shù)0～0.5 cm精度。尤其是激光掃描技術(shù)、三維立體CCD技術(shù)和激光干涉儀等設(shè)備在砂箱物理模型中的使用, 使砂箱模型實(shí)驗(yàn)的空間分辨率達(dá)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(shí)驗(yàn)受限于如何有效對(duì)砂箱內(nèi)部變形特征進(jìn)行檢測, 但(螺旋)X射線計(jì)算機(jī)層系成像技術(shù)、CT掃描技術(shù)和地震反射技術(shù)等的應(yīng)用, 使我們能夠在不破壞砂箱模型條件下(任意時(shí)間切片和任意空間方向上)連續(xù)檢測和獲取砂箱模型內(nèi)部變形運(yùn)動(dòng)學(xué)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(shù)字圖像系統(tǒng)的發(fā)展, 初步實(shí)現(xiàn)了全時(shí)域三維監(jiān)測和(量化)揭示砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)過程中外部和內(nèi)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(zhì)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(shí)驗(yàn)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(jìn)一步控制D1期走滑變形模型中基底活動(dòng)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(shí)后期疊加擠壓過程中通過控制基底活動(dòng)板片速度不連續(xù)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(jì)以來, 尤其伴隨計(jì)算機(jī)運(yùn)算模擬能力的進(jìn)步使地殼物質(zhì)變形過程能夠被連續(xù)本體/介質(zhì)、離散顆粒等計(jì)算機(jī)數(shù)值算法模擬, 數(shù)值模擬算法可大致歸納為兩類: 連續(xù)介質(zhì)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(dòng)力學(xué)算法(包括離散元法“discrete element method”、接觸動(dòng)力學(xué)法“contact dynamics method”和晶格/顆粒流法“l(fā)attice-solid method”等)。一般而言, 連續(xù)介質(zhì)算法強(qiáng)調(diào)通過不同本構(gòu)關(guān)系/模型(Constitutive laws)來模擬地殼差異性物質(zhì)條件, 而顆粒動(dòng)力學(xué)算法則強(qiáng)調(diào)物質(zhì)變形本身的應(yīng)力?應(yīng)變行為機(jī)制(Li and Liu, 2004; Munjiza, 2004; Gray et al., 2014), 數(shù)值和物理模擬手段相輔相存、能夠?yàn)樽匀唤缱呋瑪嗔洋w系原型模擬及其構(gòu)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(shí)驗(yàn)普遍以均質(zhì)性物質(zhì)為主(如: 石英砂或黏土), 揭示走滑剪切構(gòu)造變形過程的差異性(Tchalenko, 1970; Naylor et al., 1986)。典型黏土物質(zhì)砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)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(zhuǎn)、導(dǎo)致其走向與基底斷層夾角減小或近平行(圖4a)。隨后, 進(jìn)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(fā)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(yīng)力方向。均質(zhì)石英砂構(gòu)造物理模擬實(shí)驗(yàn)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(kuò)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(zhì)砂箱模型中剪切走滑變形同時(shí)形成R剪切和R′剪切相反, 石英砂模擬實(shí)驗(yàn)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(zhì)中剪切走滑破裂變形位移量。自然界實(shí)例和砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中R剪切和高角度共軛R′剪切發(fā)育程度具有明顯的主次性, 其成因可能歸結(jié)于砂箱物質(zhì)粒間孔發(fā)育程度、非線性應(yīng)力?應(yīng)變物質(zhì)特征、物質(zhì)非均一性等(Schmocker et al., 2003; Katz et al., 2006; Misra et al., 2009), 尤其是砂箱物質(zhì)中片狀礦物的增加所導(dǎo)致的物質(zhì)非均一性(圖4e), 將會(huì)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(fā)育程度(Misra et al., 2009; Cooke et al., 2013)。

一般而言, 較高的剪切變形強(qiáng)度普遍導(dǎo)致更寬的走滑剪切帶、較發(fā)育的R′剪切(而R剪切較少), 但砂箱物質(zhì)厚度增加通常也會(huì)導(dǎo)致R剪切破裂較少(Atmaoui et al., 2006); 砂箱物質(zhì)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(zhì)厚度及其內(nèi)摩擦角相關(guān)(Le Guerroue and Cobbold, 2006)。不同走滑剪切動(dòng)力學(xué)特性對(duì)砂箱物理模擬構(gòu)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(gòu)造變形過程中, 砂箱上盤常形成雁列式非對(duì)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(yuǎn)離基底主斷裂則具有較高逆沖分量; 而(拉張)走滑剪切構(gòu)造變形過程中, 砂箱物質(zhì)普遍具有較對(duì)稱性破裂變形特征(圖4d), 斷層幾何學(xué)特征與基底主斷層位移量和上覆砂箱物質(zhì)厚度之比密切相關(guān)(Richard et al., 1995)。當(dāng)砂箱物理模型具有多條基底斷層時(shí), 砂箱物質(zhì)斷層發(fā)育特征主要受控于基底斷層間隔與上覆砂箱物質(zhì)厚度之比(Richard et al., 1995; Schellart and Nieuwland, 2003)。當(dāng)其比率較低時(shí)(0.25～0.5)砂箱物質(zhì)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(dāng)比率較大時(shí)砂箱物質(zhì)形成兩個(gè)相互獨(dú)立的走滑剪切變形帶。

5)支架被搬運(yùn)到掘進(jìn)工作面合適位置后，頂梁油缸、護(hù)幫油缸加壓，油缸伸出，伸縮梁伸出，直至護(hù)幫板與兩幫接觸，完成支架的伸展動(dòng)作，立柱油缸、護(hù)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(dòng)作，支架支撐后在兩幫位置打錨桿。

(a) 黏土物質(zhì)砂箱物理模型剪切破裂發(fā)育過程及其特征 (Tchalenko, 1970); (b) 石英砂物理模型剪切破裂發(fā)育過程及其特征(Naylor et al., 1986), 相對(duì)于黏土物質(zhì)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(fā)育特征 (Richard et al., 1995), 其中SS/DS為走向滑動(dòng)與傾向滑動(dòng)比率, 注意擠壓走滑變形與拉張走滑變形構(gòu)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(zhì)厚度之比; (e) 物質(zhì)非均一性(Sand: Talc, 即石英砂: 滑石)對(duì)R剪切和R′剪切集中發(fā)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(gòu)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(yīng)力場旋轉(zhuǎn)形成的斜切破裂/斷裂(RL或RL′), 主要發(fā)育于R剪切和R′剪切間(圖5a)。伴隨剪切應(yīng)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(lián)合”現(xiàn)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(zhì)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(fā)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(zhì)成分等), 可能導(dǎo)致剪切變形過程中砂箱物質(zhì)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(dòng)力學(xué)條件對(duì)砂箱物質(zhì)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(shí), 砂箱物質(zhì)早期主要形成走滑剪切破裂變形, 但其角度超過18°時(shí)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(zhì)能夠發(fā)生側(cè)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(qū)發(fā)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(yīng)變?cè)黾有纬删呷鮾A向滑動(dòng)的“S”型或“Z”型彎曲變形, 同時(shí)形成旋轉(zhuǎn)構(gòu)造和張性塹?壘結(jié)構(gòu)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(gòu)造帶(徐長貴, 2016; 柳嶼博等, 2018)。

(a) 彌散性剪切砂箱物質(zhì)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(zhì)表面斷裂發(fā)育特征對(duì)比圖 (Schreurs and Colletta, 1998), 其中β為主應(yīng)力方向與基底斷裂或剪切主邊界夾角, 負(fù)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(cè)向邊界不固定條件下彌散性剪切砂箱物質(zhì)變形過程(Schreurs, 2003), 其主走滑剪切斷裂間形成旋轉(zhuǎn)變形和張性塹壘結(jié)構(gòu)。

呂德爾剪切砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中主剪切應(yīng)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(yīng)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(shí)驗(yàn)中復(fù)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(yīng)變帶變寬。由于呂德爾剪切物理模型實(shí)驗(yàn)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(fā)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(fā)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(shù)條分散的、疊置的主走滑斷裂, 主走滑斷裂間普遍發(fā)育年輕的、較短的和具(相對(duì)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(fā)生物質(zhì)旋轉(zhuǎn)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(shí)驗(yàn)中都普遍揭示出物質(zhì)剖面結(jié)構(gòu)上花狀結(jié)構(gòu)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(shí)驗(yàn)中所揭示的大量物質(zhì)旋轉(zhuǎn)、斷層側(cè)向斜列疊置和傳播生長等與自然界復(fù)雜走滑變形特征體現(xiàn)出較好的相似性(圖2、圖5)。

2.4 走滑剪切構(gòu)造變形分段性及其主控因素

自然界中走滑剪切構(gòu)造帶普遍由連續(xù)的、具分段性斷裂體系及其走滑轉(zhuǎn)換帶構(gòu)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B置等幾何學(xué)特征變化常常導(dǎo)致走滑剪切構(gòu)造系統(tǒng)中應(yīng)力?應(yīng)變條件沿走向差異變化, 它是走滑斷裂分段及走滑轉(zhuǎn)換帶構(gòu)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(yīng)力場與基底斷裂夾角沿兩側(cè)的差異性(即弧形主走滑斷裂兩側(cè)明顯不同走滑擠壓剪切應(yīng)力分量), 導(dǎo)致砂箱物質(zhì)應(yīng)變差異、相關(guān)斷裂具不同發(fā)育序列和發(fā)育程度(Dufrechou et al., 2011)。一般而言, 弧形主走滑斷層內(nèi)凹側(cè)較早形成呂德爾剪切斷裂、且具有較高發(fā)育程度, 隨后主斷層凸出外側(cè)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(gòu)造帶系統(tǒng)中走滑斷層疊置長度增加和橫向間隔距離減小都會(huì)導(dǎo)致走滑轉(zhuǎn)換帶內(nèi)橫向斷層與斜向斷層數(shù)量比增加, 且它們之間存在一定的比例函數(shù)關(guān)系。復(fù)雜拉張走滑構(gòu)造變形作用下, 伸展與走滑作用的強(qiáng)弱配比關(guān)系控制影響著斷裂發(fā)育特征(陳興鵬等, 2019), 走滑作用與伸展拉張作用復(fù)合聯(lián)合形成平面上具帚狀或梳狀組合斷裂樣式、發(fā)育R和P剪切斷層等, 垂向剖面成多級(jí)“Y”字形、似花狀構(gòu)造或負(fù)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(yīng)力?應(yīng)變逐漸沿走向釋放撒開、導(dǎo)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(wěn)定性增強(qiáng), 從而形成系列規(guī)模較大的斷塊, 而區(qū)別于走滑剪切轉(zhuǎn)換帶構(gòu)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(zhuǎn)換帶等常常發(fā)育不同幾何形態(tài)與構(gòu)造特征的隆起帶或沖起構(gòu)造帶, 未疊置斷層帶常常發(fā)育拉伸的菱形沖起構(gòu)造、高疊置主斷層帶形成“S”型沖起構(gòu)造, 壓扭性走滑斷層疊置帶常發(fā)育平行四邊形或箱狀沖起構(gòu)造, 伴隨主斷層間隔距離的增大沖起構(gòu)造帶幾何形態(tài)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槠叫兴倪呅吻覕鄬觾A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(dǎo)致走滑沖起構(gòu)造形成明顯不同的旋轉(zhuǎn)變形分量, 如: 從低疊置壓扭性斷階(約30°疊置夾角)導(dǎo)致形成沖起構(gòu)造帶7°逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)變形到高疊置斷階(約150°疊置夾角)導(dǎo)致形成沖起構(gòu)造帶16°逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)變形(圖6a; McClay and Bonora, 2001), 同時(shí)壓扭性斷階/彎曲帶沖起構(gòu)造與逆斷層由外向內(nèi)的生長過程可能也具有差異性。

自然界復(fù)雜動(dòng)力學(xué)作用通常導(dǎo)致沿走滑剪切構(gòu)造帶應(yīng)力?應(yīng)變機(jī)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(shí)驗(yàn)廣泛揭示拉張或擠壓方向(相對(duì)于主走滑斷裂帶)對(duì)走滑構(gòu)造體系分段性及其走滑轉(zhuǎn)換帶構(gòu)造變形具有重要控制作用, 尤其是主應(yīng)力場方向與走滑斷裂帶相關(guān)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(zhuǎn)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(gòu)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(gòu)造的幾何學(xué)特征。尤其伴隨拉張剪切主應(yīng)力場與基底走滑斷裂夾角減小, 導(dǎo)致走滑剪切構(gòu)造帶走向分段性減弱、且走滑轉(zhuǎn)換帶幾何學(xué)規(guī)模明顯減小(Zwaan et al., 2016)。

(a) 砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中基底斷裂幾何學(xué)(即疊置性、斷階間距)與沖起構(gòu)造特征, 伴隨基底斷裂間距(即斷階間距)增大沖起構(gòu)造規(guī)模明顯增大、且內(nèi)部構(gòu)造變形復(fù)雜化增強(qiáng)(McClay and Bonora, 2001); (b) 走滑剪切主應(yīng)力場方向與基底斷裂帶相關(guān)性控制走滑轉(zhuǎn)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(zhuǎn)換帶。(c) 受控于弧形主走滑斷層兩側(cè)差異性應(yīng)力?應(yīng)變機(jī)制, 基底走滑斷裂內(nèi)凹側(cè)較早形成呂德爾剪切斷裂、且具有較高發(fā)育程度(Dufrechou et al., 2011); (d) 伸展與走滑作用的強(qiáng)弱配比關(guān)系控制影響著斷裂發(fā)育特征(陳興鵬等, 2019), 走滑作用強(qiáng)于拉張伸展作用導(dǎo)致平面上張性斷層、P和R剪切發(fā)育形成走滑剪切帶。(e) 非均一性砂箱物質(zhì)導(dǎo)致走滑剪切帶應(yīng)力?應(yīng)變走向變化, 線性軟弱帶不同展布方向?qū)兗艋驈埣粜詷?gòu)造變形作用過程的影響(Dooley and Schreures, 2012)。(f) 淺表構(gòu)造剝蝕與沉積作用過程對(duì)走滑剪切變形作用的控制影響作用(Guerroue and Cobbold, 2006), 同構(gòu)造剝蝕和沉積作用導(dǎo)致走滑構(gòu)造帶斷層傾角普遍增大、走滑隆起“花狀”結(jié)構(gòu)帶寬度顯著減小。

砂箱物質(zhì)非均一性特征, 如: (與走滑剪切帶斜交)先存構(gòu)造變形帶或軟弱帶等, 常常導(dǎo)致走滑剪切帶沿該非均一結(jié)構(gòu)帶發(fā)生應(yīng)力?應(yīng)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(duì)彎曲斷層系統(tǒng)。沿走滑剪切帶展布的非均一性砂箱物質(zhì)分布特征(如: 雙圓柱軟弱帶、線性軟弱巖帶等)對(duì)剪切帶構(gòu)造變形分帶性具有重要的控制和影響作用(圖6e)。當(dāng)線性軟弱巖帶與砂箱基底斷裂帶具逆時(shí)針或順時(shí)針45°斜向夾角時(shí), 沿軟弱巖帶普遍會(huì)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(huì)形成較高角度的R′剪切破裂。當(dāng)走滑剪切變?yōu)閺埿宰呋羟袝r(shí), 其相關(guān)沖起構(gòu)造帶具有相對(duì)較小的隆起程度和變形范圍、同時(shí)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(tài)的拉分盆地。當(dāng)砂箱物質(zhì)包含多個(gè)非均一結(jié)構(gòu)帶(如: 膏鹽體或膏鹽帶)時(shí), 由于非均一軟弱結(jié)構(gòu)帶未直接就位于基底斷裂帶上方導(dǎo)致通常形成貫通斷層帶切割砂箱物質(zhì), 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(duì)較窄的張性位錯(cuò)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(zhì)負(fù)載作用過程控制影響走滑剪切構(gòu)造帶應(yīng)力?應(yīng)變條件, 從而對(duì)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(dǎo)致走滑斷層埋深停止活動(dòng)生長、部分?jǐn)鄬映掷m(xù)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(jié)構(gòu)帶寬度顯著減小(圖6f)。

總體而言, 走滑剪切構(gòu)造系統(tǒng)分段性及其走滑轉(zhuǎn)換帶差異變形特征受控于基底走滑斷層應(yīng)力?應(yīng)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(xué)(如: 彎曲/疊置性、間隔性、弧形斷層等)、砂箱動(dòng)力學(xué)特性(如: 純走滑剪切、張性/擠壓走滑剪切等)、(非)均質(zhì)性砂箱物質(zhì)特征(如: 黏土和膏巖等)、基底非均一性(如: 塑性基底物質(zhì)幾何學(xué)等)等。

3 典型走滑構(gòu)造實(shí)例砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)

3.1 維也納盆地低角度拉分走滑剪切構(gòu)造砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)

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(dá)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(fā)生部分構(gòu)造反轉(zhuǎn)(Horvath and Clotingh, 1996)。區(qū)域地質(zhì)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(tǒng)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(shí)驗(yàn)所揭示盆地邊緣變形區(qū)域發(fā)育典型的雁列式、斜向拉張正斷層系統(tǒng)相一致(圖7), 而區(qū)別于純走滑剪切砂箱物理模型實(shí)驗(yàn)結(jié)果(Dooley and McClay, 1997; Wu et al., 2009)。

剖面結(jié)構(gòu)上, 維也納盆地邊緣帶斷裂系統(tǒng)具有明顯的負(fù)花狀結(jié)構(gòu)特征, 同時(shí)由于后期疊加反轉(zhuǎn)擠壓變形導(dǎo)致部分?jǐn)鄬泳哂心鏀鄬犹卣? 揭示出剖面結(jié)構(gòu)上的非對(duì)稱性(圖7d)。伴隨盆地內(nèi)持續(xù)的同沉積充填, 維也納盆地具有非對(duì)稱性地塹結(jié)構(gòu)(Arzmuller et al., 2006), 同時(shí)形成典型的北西和南東地區(qū)的雙沉積中心, 其最大沉積中心厚度達(dá)到4～6 km(圖7d); 雙沉積中心被中央高地及其發(fā)育的斷層系統(tǒng)切割分離, 這與砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中雙沉積中心一致性。伴隨持續(xù)的拉分走滑剪切構(gòu)造變形, 砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)中物質(zhì)發(fā)生非對(duì)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(tǒng); 同時(shí)在基底斷裂彎曲帶分別形成方向相反的兩個(gè)沉積中心, 沉積中心在拉張走滑中后期快速形成, 而區(qū)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(xù)拉張走滑剪切控制逐漸形成相對(duì)較窄的中央地塹系統(tǒng), 分割雙沉積中心, 同時(shí)由于雙沉積中心的發(fā)育導(dǎo)致拉分走滑剪切盆地具有明顯較寬的盆地幾何學(xué)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(guī)模物質(zhì)的旋轉(zhuǎn)變形, 這與盆地中央大量走滑斷層側(cè)向疊置和斜列旋轉(zhuǎn)生長等特征相一致(圖7c), 但在拉分走滑剪切物理模擬實(shí)驗(yàn)中模型中央主走滑變形位移帶缺少相應(yīng)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(gòu)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(fā)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(gòu)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(jìn)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(gòu)造砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)

鶯歌海盆地位于古特提斯和環(huán)太平洋構(gòu)造域的交接轉(zhuǎn)換地帶, 新生代印?藏陸陸碰撞和太平洋板塊俯沖所導(dǎo)致的印支地塊和華南地塊之間的多期次相對(duì)運(yùn)動(dòng), 控制著鶯歌海盆地形成演化(孫向陽和任建業(yè), 2003; Zhu et al., 2009; 謝玉洪等, 2015; 宮偉等, 2017), 尤其印支地塊旋轉(zhuǎn)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(nèi)分支為兩條盆地邊界斷層和多條盆地內(nèi)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(shí)斷裂入海后由北西走向轉(zhuǎn)變?yōu)榻媳毕颉⑵矫嫔暇呋⌒螐澢卣?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(dǎo)致鶯歌海盆地發(fā)育大量走滑斷層系統(tǒng), 在鶯歌海盆地西側(cè)走滑相關(guān)斷層系統(tǒng)普遍具有面狀斷層結(jié)構(gòu)、傾角約40°～60°, 如: 紅河斷層(圖8f)。相對(duì)比的是, 在鶯歌海盆地東側(cè)普遍發(fā)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(gòu)造。鶯歌海盆地東西兩側(cè)發(fā)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(gòu)造變形內(nèi)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(qū)域哀牢山?紅河韌性走滑斷裂的向南延伸進(jìn)入鶯歌海盆地, 在盆地西北部地區(qū)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(jié)構(gòu)一致。伴隨持續(xù)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(tǒng)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(zhì)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(dǎo)致深部斷層終止于高塑性層系, 僅部分強(qiáng)走滑變形斷層在物理模型表面出露。物理模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果與鶯歌海盆地對(duì)比, 揭示出區(qū)域裂谷后期快速沉積的黃流組?鶯歌海組對(duì)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(tǒng)(即5.5 Ma以來)紅河斷裂帶仍然具有較強(qiáng)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(tǒng)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(gòu)造沉積作用), 在區(qū)域地震剖面中能夠識(shí)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(jié)構(gòu)具有一定的差異性。綜上所述, 鶯歌海盆地新生代構(gòu)造演化過程及其特征受控于以哀牢山?紅河弧形斷裂系統(tǒng)的彌散性左旋走滑擠出作用過程。

4 討論與結(jié)論

自20世紀(jì)初以來, 砂箱物理模擬手段方法學(xué)的興起與發(fā)展為我們解譯走滑構(gòu)造系統(tǒng)演化過程及其動(dòng)力學(xué)機(jī)制等提供了獨(dú)立有效的手段?；趨蔚聽柤羟泻蛷浬⑿约羟形锢砟Ｐ蛯?shí)驗(yàn)揭示, 走滑變形位移帶普遍發(fā)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(fā)育大量的RL和RL′型斜切剪破裂, 伴隨走滑剪切作用物質(zhì)發(fā)生大規(guī)模走滑旋轉(zhuǎn)、產(chǎn)生斷層側(cè)向斜列疊置和傳播生長。淺表走滑構(gòu)造系統(tǒng)變形過程中, 基底斷層幾何學(xué)(彎曲/疊置性、間隔性等)、砂箱動(dòng)力學(xué)特性(純走滑剪切、拉分走滑和擠壓走滑剪切)、非均質(zhì)性砂箱物質(zhì)特征(黏土和膏巖等)、基底非均一性(塑性基底物質(zhì)幾何學(xué)等)等對(duì)走滑構(gòu)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(gòu)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(tǒng)的彌散性左旋走滑擠出作用過程。

砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)對(duì)于淺表走滑構(gòu)造系統(tǒng)解譯具有獨(dú)特優(yōu)勢的同時(shí), 它也具有與生俱來的缺點(diǎn), 如: 簡化的砂箱模型裝置、地層力學(xué)機(jī)制和動(dòng)力學(xué)條件等。尤其是, 由于含水特殊性問題導(dǎo)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(qiáng)度變化、可重復(fù)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(xué)性。近百年來, 大量砂箱物理模擬實(shí)驗(yàn)研究揭示走滑構(gòu)造系統(tǒng)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(xì)節(jié)過程仍然缺少有效的機(jī)制模型研究, 如: 溫?壓相關(guān)屬性、流體超壓與充注過程等。我國復(fù)雜板內(nèi)?板緣動(dòng)力學(xué)背景中, 多期走滑構(gòu)造反轉(zhuǎn)與構(gòu)造疊加、多期旋轉(zhuǎn)動(dòng)力拉張走滑構(gòu)造過程等物理模擬實(shí)驗(yàn)的開展, 是當(dāng)前構(gòu)造物理模擬學(xué)界急需開展的前緣科學(xué)問題之一, 尤其是我國東部海域走滑構(gòu)造盆地群普遍發(fā)育同構(gòu)造沉積地層, 針對(duì)它們的地殼淺表剝蝕?沉積互饋機(jī)制如何應(yīng)用于實(shí)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(zhì)搬運(yùn)方式與機(jī)制、穩(wěn)態(tài)/非穩(wěn)態(tài)淺表剝蝕?沉積作用等。伴隨砂箱物理模擬手段在走滑構(gòu)造系統(tǒng)變形過程研究的廣泛使用, 其挑戰(zhàn)性在于如何把創(chuàng)新性砂箱裝置、全時(shí)三維監(jiān)測和應(yīng)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(gòu)造系統(tǒng)變形的實(shí)際問題, 從而使其在地震災(zāi)害機(jī)理、油氣勘探等方面發(fā)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(zhì)頂面走滑斷裂雁列式展布、垂直剖面上內(nèi)弧帶與外弧帶斷層傾角和走滑逆沖變形強(qiáng)度具有明顯差別; (c, d, e, f) 鶯歌海盆地典型構(gòu)造特征圖, 揭示鶯歌海盆地東西兩側(cè)走滑斷裂具有幾何學(xué)和運(yùn)動(dòng)學(xué)差異性, 同時(shí)走滑斷裂系統(tǒng)受控于走滑作用和泥質(zhì)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(xué)(華東)李偉博士和另一位匿名審稿專家對(duì)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(xiàng)(2016ZX05024)資助。

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