地质英文—中文翻译

2021年1月25日发(作者：挂钩英文)
断层终止及断层生长的障碍

MatthewA.d

Alessio*,

摘要

在加利福尼亚州内华达山脉中部对走滑 断层的层间相互作用进行野外观察，
并结合对断
层花岗质岩石的分析，
为我们提供了一 种视野：
断层端部如何与规模不同的构造类型相接触。
我们在这记录了
2-3
公里长的走滑断层系统。
断层系统的西端，
是由几十个平行断层系统中
的三个主要断层 带组成的断层。
我们推测这个主要断层带是一个屏障，
限制着断层带在断层
系统中的生 长。
二维空间力学分析表明，
大断层带两侧的小断层群将有助于分散断层带尖端
的集中 应力，
类似工程力学的应力尖端集中效应，
被称为裂纹尖端屏蔽层。
尖端附近的集中< br>应力有助于断层的生长，
而减小集中应力的过程则抑制断层的生长。
随着断层的生长，< br>断层
的不断增长的距离特征将与不断扩大的区域相互影响，
因此尖端屏蔽效应对断层长度 增长的
影响也潜在的增加。这种效应可以解释为什么断层端部的性质往往会有不同的规模。

关键词：
断层终端；断裂；机制；尺度


1.
引言

尽管最新的研究都是关于解决不同规模的断层形态和生长，
但很少研究解决同样是基本
问题的断层终止原因。断层终止的原因对我们更好的理解研究断层的形成过 程是同等重要
的，
要了解断层生长和终止，
这问题是绕不开的，
断层生长和终 止的机制决定了哪些决定因
素会将导致断层终止。

地质学家认识到在脆性的结晶岩中 存在两种断层成长的主要方式：
（
1
）
主体岩石剪切破
裂的传播（图
1A
）
;
（
2
）先存的软弱面形成断层后相连（图
1B
）
。在第一种方式中，断层
生长是通过
“
过程区
”的发展，
为断层尖端附件形成微破裂并最终合并成为一个贯通的连续的
断层（
e. g. Cowie and Scholz,1992;Scholz et al.,1993;Anders and Wiltschko,1994
）
。微破裂的形
成是断层尖端压力集中的结果 ，
这个应力必须足够的高，
能使岩石破裂并能使之传播形成断
层。
这种压力集 中随着断层尖端移动，
在尖端的边部形成的破裂被留在后面，
称作尖端传播
（
ye and Scholz,1998,1999
）
，结果是在断层两侧，较小破裂不断形成 。如果预先存
在较弱的结构，如接缝或矿床平面存在断层可以促进形成和成长（第二机制，图
1 B
）
。由于
上部先前存在构造的滑移，围岩应力集中直到滑移的区域达到较低稳定的端 部结构（
Martel
and
Pollard,1989
）
。高 应力仅仅集中在断层尖端非无处不沿断层，通常导致裂缝断层尖端的
局部裂缝与邻近断层相连的断层生长 （
Segall
and
Pollard,1983
）
。裂缝系统 的增长范围取决
为附近有没有存在可能终止或达到异质性结构或抑制系统。
本文针对断层机构的 增长，
但主
要侧重于一个断层的增长联系领域。

压裂断层的两端附近，常见断层后端裂缝，
尤其是可见的小断层，
断层结尾的连接痕迹
普遍没有长于几十 米（

，
1963
；
Segall and Pollard
，
1980
，
1983
；
Granier
，
198 5
）
。
在这些靠近尖端终端，通常导致在尾端出现开放模式的向
15-358
角的倾斜放射状裂缝面，
被称为
“
尾状裂缝
”
的断层（例如 图
2A
）
。在实验室中复制尾裂纹的形成过程，一块板块与预
切断层剪切试验 （
Brace
and
Bombalakis,1963
）
，其方 向可以通过连续介质力学理论预测
（
Martel,1997
）
。取得的缩放 数据表明，尾状裂缝应该与断层长度和断层滑动成正比，受控
于该区域附近的非弹性变形，最终的裂缝是 相对断层长度较小（
Pollard
and
Segall,1987
）< br>。
通过观察尾状裂缝通常是小断层两端之间的小型联系点
（图
2A
）< br>，
但较长的断层的两端
（图
2B
和
C
）显示出更为复 杂的变形区（
e.g. Bayasgalan et al.,1999;Storti et al.,2001;Pachell and
Evans,2002
）
。靠近断层的 两端，从而规模影响变形。但我们没有发现地质文献对这种规模
依赖现象的物理解释和分析。

我们专注于大断层的两端靠近裂隙的性质特点和断层终端这些小构造功能的作用。
我们
记录几十个的走滑断层系统在终端的花岗岩解理上的滑动，
产生近平行的走滑断层及断层周
围的 构造聚集。
然后，
我们用力学分析法解释已经存在的结构以及如何减少和化解一个断层
末端附近的应力集中，有可能形成一个阻碍断层生长的结构。据我们所知，这种的现象，称
为断层力学裂 纹尖端屏蔽作用，
但是并没有被应用到本文所讨论的断层终端。
这个屏蔽力学
的影响结 果很可能与断层规模的不同而有所差异，
可以解释，
至少在的一部分的断层，
裂隙结束结构的大小是依赖尺度变化。


图
1
：这个图片反应了两 个断层的伸展机制：
（
A
）通过一个
“
过程
”
的带 （
Vermilye
and
Scholz,1998
）
；以及< br>(B)
通过先存的虚弱带连接的片段
（
Segall and Pollard ,1983
）
。
既然在这个过程带内的微断裂并不是按比例画
的。在图
A-1
中，在断层端附近的高应力集中诱导了微破裂，被叫做过程区。在图
A-2
中 ，微破裂已经合
并成了一个新的断层段，并且在新的断层端线附近形成了新的过程区。在图
A- 3
中，断层继续生长，沿着
断层长度方向留下了一个破裂的尾迹。图
B-1
中 ，在一些较低的镶嵌体中，一些先成构造的碎片开始滑动。
碎片边缘的应力比过程带的要低，因为这些碎 片生长沿着的虚弱带不能支撑这么强的剪应力。图
B-2
中，
滑块延伸到了块体虚弱的 末端，大体上是主块体的高的近缘应力导致了
“
尾裂缝
”
的形成。一个附近的 滑块
也在生长（这个块的右上角）
。图
B-3
中，断裂系统在相邻的断层片段 的连接处生长，在这个阶段中破碎仅
仅发生在断层系统的末端和片段边界。

2.
地质背景

在我们的研究区位于加州中部内华达山脉的熊溪沿途（图3
）
。白垩世末期主机岩石是
花岗闪长岩，其中东部包含有突出接缝和断层，在东 北地区，倾角一般大于
80
度
（
LockwoodandLydon,197 5
）
。
“
只有不同方向的裂隙延伸范围在几厘米到
10
米以 内，
而同方
向的痕迹长度通常不超过几十米长。通过接触关系，矿物学证据，地质学年代的数据 ，和热
弹性模拟结果共同表明岩体冷却过程中形成接缝和断层（
Segall
and
Pollard,1983;Bergbauer
and
Martel,1999
）
。岩体侵位年龄是
90Ma
（
Bergbauer
and
Martel,1999
）
，并在岩体错动发生
在
79
和
85Ma
之间。
（
Segall et al.,1990
）
。

西格尔和波拉德的研究（
1983
）表明，小断层沿原有的区域岩石滑坡形成，断层和接缝
有（
1
）平行；
（< br>2
）也有相似的断层长度；
（
3
）具有相似的矿物组合，除了那些在断 层的组
合处产生形变的部分。
他们发现，
没有证据表明这些断层剪切裂缝增长，
但他们没有说明小
断层如何链接到形成较长的断层系统。马特尔等人（
1988
年） 和马特尔（
1990
）提出进一
步证据，
表明断层在边长达几公里等的近四边 形地区，
还利用已经存在的联系解释断层生长。


图
2
：
（
A
）一个小的左旋断层末端附近的开放破裂。尺度是长
15cm
。 断层终止处附近的黑圈是核心样品钻
探之处。
（
B
）视图方向南西
1 5°
，它表明了在这将近
3km
长的左旋剪切断层的末端的二次断裂现象（大概
是图
4
的
B
位置）
。在左上角轮廓的矩形用卷尺调整到南北向，并 延伸到
1m
长度。
C
和
B
类似，但有一些
用作说明 的线来突出断裂的位置，选定的断裂方向都已被标示。

3.
断层系统

我们沿着附近的西格尔和波拉德露头（
1983
年）观察
Trail For k
断层系统。此断层系统
从熊溪东叉延伸，跨越西格尔和波拉德（
1983
） 交叉的露头地区，并往熊溪以东延伸约
2.7
公里（图
3
）所测得的最大左侧 倾斜长度是
46m
。断层系统在爱迪生湖
100
米处拉马克花岗
闪长 岩结束。

在小路西侧分叉处的岩脉断层构造包含两种断层类型：
“
小断层< br>”
，更大的
“
断层带
”
。
(Martel et a l.,1988)
，极个别的小断层存在于长达数米的滑移构造中，它们在厚度不超过几厘
米的 离散型断层中，充满绿泥石，绿帘石，石英。
Trail
Fork
岩脉断层带的边界 与热液蚀变
岩石之间的存在
0.25-3
米长的平行断层。断层带的几十米间距中出露 大量的被破碎蚀变并
侵蚀的地形槽。并且在研究地区的东北处以
90
度角相交，小断层 和断层带和水平方向的交
角小于
10
度，基本上与区域边界的接缝平行。

图
4
所示的小断层，断层带和附近的
Trail Fork
岩脉断层 系统。该图还显示五处穿插关
系，
图中用大括号标示，
用于测量跨断层的走滑长度。< br>图
5
显示了左型走滑沿偏移位置累计
偏移到
S25°
E
位置（约垂直于断层）
。沿线
1
中从断层带最南端到西端长
300
的米左右，三
个明显的走滑出现在断层带。
沿线
2
的长
200
米的区域内，
滑移几个平行的断层带之间均匀
分布。沿线
3
：在最南端的两 个断层带之间，滑移在二十多个近于平行的小断层之间共享。
在
C
点（图
4< br>）
，这些断层的平均间距不到
1
米，这是我们
5
条沿线的断层 中最小的间隔。
沿线
4
中由于当时缺乏测量滑移的长度数据的标志物，所以这个长度在 图
5
中用虚线表示。
沿线
5
中，
由于超出断层带西端，这条路线中的累计偏移量只有沿线
1
的约三分之一，
并完
全由小断层组成 。从而图
4
和图
5
表明在三个断层末端的走滑偏移降低，并与小断层共享。< br>
该露头处为我们提供了最完整、连续的现象（图
4C
点东南和靠近
F
点处）
，我们观察
到与断层系统（图
2B
和
C
处） 终止相关的丰富的二次断层。这些裂缝的痕迹，最长可达数
米以及呈现多角度的走向。
它们入的 侵入陡峭的、
页状剥落裂隙。
其中只有一小部分露头在
平面上相交于最近的断层带。< br>它们通常大部分由没发生横向偏移的裂隙组成，
其中一些发生
左型走滑的裂隙与断层保持 系统上的一致，
即使这些裂隙在某种意义上来说下滑了
12
厘米。
不同的走向 ，
这些裂缝可能不是同一个时期地质活动的残余，
因为我们能观察到的地区，
只
有靠近末端的断层带，
而不是沿其整个断层带存在的地区，
将其看作是裂缝进程中的结尾部< br>分
（图
1A
）
。
虽然其中的一些裂隙存在矿化物，
我 们并没有在裂隙中找到有明显特征的矿物。
根据这一靠近断层结束处的不同寻常的裂隙组合和远处的断层 结束点的情况，
结合其中一些
观察到的滑移，
我们可以推断，
这可以作为一个 断层系统结束的端点。
这些断层的二级裂隙
分布方向与观察到的本地断层的小断层的分布方向截 然不同
(
图
2A)
。

当地的一个证据可以充分的证明，< br>在小路分叉处的南部附近无数平行的小断层终端没有
形成一个与断层传递相关的过渡，
而 是沿早期的断层滑移生长。
平行于断层带尖端附近的小
断层的分布方式和不同方向的断层一样，
并没有观察到在远处存在结束端点。
于是我们对位
于
C
点附近的发源 于早期断层的小裂隙，与附近的小断层视为同样的类型
(Segall
and
Pollard,1983;Martel et al.,1988)
。


图
3
：
（
A
）
：
Trail Fork
断层系统在加利佛尼亚
Mount Abbott Quadrangle
的 位置。
（
B
）研究区邻近地区的广
义地质学
Lockwood and Lydon(1975)
。从老到新：
KL:
中粒拉马克花岗闪长岩。
Klef:
爱迪生湖花岗闪长岩
细粒相。
Kle:
细－中粒爱迪生湖花岗闪长岩。
Kmr: MonoRecess
的中粒石英 二长岩；黑框表示图
4
中详细绘
图的位置。粗线表示触体；位置近似的用虚线表示。< br>
4.
机制分析

究竟在接近断层系统末端的小断层对于系统大断层带 有何作用？一些聚集的小断层带
是否可以形成对于一个对于断层带生长的
”
阻碍
”
？为了解释这些问题，
获得小断层和大断层
带力学作用的真相以及更好理解我们使 用边界元素方法研究的二维区域。
现在我们展示的是
我们通过分析得到的结果以及对断层带的评 价。

边界元素分析是通过分割断层区域为小的元素以及决定究竟多少这样的元素会对这种特殊的边界情况起作用的方法进行的。这种方法同时关注元素以及周围物质的作用。

分析 两种断层系统的地质数据证实了小断层区域如何和大断层发生作用的。例
A
是关
于长约
2
米的单独断层带。例
B
关于断层带的识别，最后有六个平行的断层。
Trail Fork
断
层系统的西端，个别小的断层有
10
米长，但是围 绕着最南端的断层带有大于
120
米长。我
们分析了从
50
到
200
米的小断层的有可能的长度。在
6B
图中，我们展示了一个由
100
米
长的小断层组成的模型图。地质数据模拟了
Trail Fork
断层系统 的情况，但是并没有考虑到
4
图中的许多断层的精确数据。
我们后来讨论出了这些不同 种类的地质数据是如何作用于系
统的。

对于边界区域的情况，
所有的断层在 模型中都认为是光滑的，
来获得断层作用的最大可
能性，
他们的边被要求保持接触。< br>这里光滑断层模型对于对于在他们上作用的普通牵引变不
敏感，
这些变化对于断层排列的 影响很小。
大区域的应力作用被认为是均匀的，
而且其中的
一个纯剪应力伴随着平行断 层的剪应力作用
(6
图
)
。我们认为压应力的作用是主动的，
σ1< br>是
最大的水平压应力，
σ3
是最小的水平压应力。我们认为多数岩石是均匀的， 各向同性，线
性弹性固体。我们的边界元素通常是
0.5-2
米长，允许对于边界应力 以及倾斜角度的测量。
这些假说全部允许我们关注一些模型方案和不同的断层几何特征的不同之处，这有助于评价
断层之间是如何相互作用的。
我们的结果，
因此，
强调了模 型之间的不同并且可能被应用在
一个宽范围的自然断层环境中。


图
4
：
TrailFor
断层的西端地图。小断层只在它们穿过岩脉的地方表示，并且 并未在整体程度上勾画出来，
大多有几十米甚至更长的痕迹。
Kle
和
kle f
的接触线用虚线表示
(Lockwood and Lydon,1975)
。接触线的位置
是近似的。刻度线表示
UTM
坐标
(Zone11,NAD 83)
，方括号标志是横穿的位置。

4.1
减少剪应力密度
图
6
中的大部分区域显示在断层带附近的平行断层的剪应力对于远处的剪应力是标准
化过的。
这些例子都说明在断层带的应力集中，
但是例
B
中比例
A
中的断层集中要少得多。
在例
A
中，粗略的说
85%
的区域 显示平行断层的剪应力在大范围区域强烈集中
(
例
τ>1)
。在
例< br>B
中，只有大约
65%
的区域
τ>1
。高应力集中范围更加广 ；那些
τ>4
的区域
(
例圆形区域，
2
千米长的断层的黑色 区域
)
在例
B
中是例
A
中的九分之一。图
6
显示断层的力学作用减少
了断层边界的剪应力，这也减少了作为剪应力形成的断层在板块上的生长。< br>