1、PDF外文：http:/ J.M.弗米利耶， C.H.肖尔茨 /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 1636 中文 9800 字 从小断层的显微构造研究断层的延伸和 分离 米弗米利耶 *，克里斯托福肖尔茨 美国 ,纽约州 10964 号 ， 哥伦比亚大学，宝马山花园， 拉蒙特多赫蒂地球天文台 1997-12-2 收稿 ；1999-5-12 接受
2、 摘要 自然形成的断层通常是 断开 的。对纽约阿尔斯特县雄格姆山一个小脆性断层微观构造的详细研究提供了研究断层分离过程新的理解。在脆性断层中断层的延伸方向可由断层作用范围内形成的微裂隙的方位来确定 。 我们已经确定沿走滑断层若干部分断层延伸的方向，这些方 向指示了从分离中心到边缘个别部分断层的发育。这一信息，与已发现的断层几何形态相结合，可以让我们重建一个近乎合理的分离断层和分离边界的发育史 。 Elsevier 科技有限公司保留所有版权。 1. 引 言 对断层易碎部分的观察揭示了它们是很复杂的系统，其中包括显示不同连通程度部分
3、（如西格尔和波拉德， 1980,1983；马特尔等， 1988；皮科克， 1991；皮科克和桑德森，1991,1994；安德斯和 Schlische， 1994 年 ； Trudgill 和卡特赖特， 1994；卡特赖特等，1995； Dawers 和安德斯， 1995）。虽然分离断块间应力的相互作用已经模拟出来了（如西格尔和 波拉德 ， 1980；伯格曼和波拉德， 1994；伯格曼等， 1994）并且在这一区域各部分边界已经被研究了（马特尔等 ， 1988 年 ； 安德斯和 Schlische， 1994；卡特赖特等 ， 1995；哈金斯等 ， 1995）但是对各部分形成的过程还
4、没有很好的认识。断层的分离部分 (观察到的分离的几何形态 )可能是先存的分离部分或先存较大构造的破裂造成的。 断层生长 产生两个变形区 ：由断层面和 磨碎的岩石组成的断层核部，以及 被称为破碎带 (凯恩等， 1996)大量广泛分布 的 变 形 区 。 这两个变形区纪录 了补充断层发育的证据 。 结合 对变形带 和 部分边界的几何形态 的观察可以重建断层各部分形成的方式。 断层发育的研究通常利用 到 剪切裂隙 来模拟断层（如西格尔和波拉德， 1980； 科维和肖尔茨， 1992；肖尔茨等 ， 1993） 。 虽然裂隙（理想化弹性不连续的） 与断层区别显著（ 岩石构造的不连
5、续， 平行于不连续区的位移 ） 但 应力与剪切裂缝和断层相关领域类似 （恩格尔德等 ， 1993） 。自然界断层发育的实际模式 必须区别于实验室的观察，因断层不像裂隙，它不是简单的沿破裂面 延伸，而是 由一个更为复杂的破碎过程形成的。 在脆性岩石中 这个过程包括 剪切面的生长，它是由 张开型显微裂隙聚合形成J.M.弗米利耶， C.H.肖尔茨 /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 1636 的（ 肖尔茨， 1968； Hallbauer 等， 1973； 考克斯和肖尔茨， 1988 年 a， 1988 年 b；洛克纳等 ， 1991,1992； 弗米利耶和肖尔茨， 1998
6、） 。 图 1. 计算最大压应力（ 1）的平面图 , 围绕一个模式二裂纹的提示 ,在压缩象限 显示旋转角度 与断层夹角较小（ C）， 在扩张象限与断层夹角较大（ D）。 实心箭头 与 1 同方向，空心 箭头 裂隙 扩展 方向一致。 小线表明 1 的 方向和规模（与长度成比例） 。 在每个象限，立体图显示预测点到显微裂隙的 理想位置，平面 代表 最大聚合部分。中间立体图代表远程压力区 （见文中的计算参数；弗米利耶和肖尔茨， 1998） 。 与剪切面直接联系的微裂隙 作用区被定义为过程区（如弗里德曼等， 1972；Ingraffea， 1987； 里奇斯舒
7、和洛克纳， 1994； 弗米利耶和肖尔茨， 1998） 。 过程区微裂J.M.弗米利耶， C.H.肖尔茨 /构造地质学杂志 21（ 1999） 1623 1636 隙形成于断端线周围的岩石中，并且随着断层的生长 在其延伸前端处于活动状态。其结果产生了 围绕断层核心的连续过程区（ 弗米利耶和肖尔茨， 1998）。由于 开放模式微裂隙 在长度方向的生长平行 于最大压应力的方向 1，扩张方向平行于最小压应力 3，它们的方位是当地 主应力方向的重要指示。 因此 ，过程区内微裂隙的方位 代表裂隙尖端应力场的通道 （弗米利耶和肖尔茨， 1998）。 由断层延伸引起的 本地应力场的改
8、变可能导致 过程区微裂隙 不对称分布（ 肖尔茨等 ， 1993； 安德斯和维尔奇科， 1994； 摩尔和洛克纳， 1995； 弗米利耶和肖尔茨， 1998） 。对于模式 II（滑动，剪切位移） 远部最大压应力在裂隙尖端附近旋转以使 其与断裂面在压缩象限夹角变小， 在拉伸象限夹角变大（图 1）。 这样产生了不对称应力 贯穿整个裂隙面。 这种不对称感不仅 依赖于 滑移的感觉，而且也取决于 裂隙从尖端到观察点延伸的方向 。 对于 右旋位移， 从延伸的方向看， 主应力及相关微裂隙最大聚合处 会在裂隙右手 侧旋转至 较大角度 ，在裂隙左手侧旋转至较小 角度 。 图 1 所示应力的方向 肖尔茨等 （ 19
9、93 年） 已计算出来， 他们利用了科维和肖尔茨的断层发育 模型 的压力极限原理（ 科维和肖尔茨， 1992） ， 裂隙尖端应力场附近弹性解（ 如劳恩和 威尔肖， 1975） ，及实证 扩容压力功能 （ 肖尔茨， 1968）。 提出的假设是 裂隙会出现在应力超过 临界 扩容压力 的所有点上。 累计微裂隙密度 ，代表 垂直断层任意给定距离的断端线的通道 ，它是 通过 融合 平行于断层的那个距离上整个 断端线应力场来估计的，并乘 以经验扩容压力 函数的最大压力值 。 这些计算值 预示微裂隙密度成对数递减 ，作为 与断层面垂直距离的函数。 应力方向 的不对称性是伴随着最小压应力值 的不对称 及拉应力
10、象限较高拉应力 。这种不对称微裂隙被称为模式 II 鲜明特点 ，它们也能确定模式 II 断层的眼神方向（ 弗米利耶和肖尔茨， 1998）。 虽然模式 II 裂隙延伸应力场的方向 在整个裂隙面内不对称， 但 模式 I 和模式 III裂隙的应力方向是对称的。因此 ，不能通过 微裂隙方位的观察简单确定这些模式延伸的方向。 对于所有模式 周围的远程压力在裂隙尖端 被大大扩大了， 这些高应力 尖端的通道 预计 可 产生过 程 区 ，过程区在断层延伸后仍处于活跃状态（ 波拉德和西格尔，1987； 弗米利耶和肖尔茨， 1998）。 岩石可能经受的 最高 应力会在断层前端附近 ，恰好先于断层； 应
11、力集中产生 的破坏可能超过 断层上随后滑落产生的破坏，以上两个预测都是合理的。 实验室中实验的断层发育已经产生了这种 活跃的 过程区 ，并用声发射原理确认 预测的延伸方向（洛克纳等 ， 1992； 里奇斯舒和洛克纳， 1994 年 ； 摩尔和洛克纳， 1995）。 随着剪切面上滑移的 增加 ， 可形成 一层 由细粒 断层泥或碎裂岩 组成的岩石。 断层岩芯（凯恩等， 1996） 由断层面上的滑移磨碎形成的碎屑 累积组成。 由于断层泥区的厚度通常随着断层 位移的增加而增加（ 肖尔茨， 1987； 赫尔， 1988）， 通过对比，我们可以推测随着滑移 从末端到断层中心的增加 其核心的厚度也增加 。 如果是这种情况，厚度最大的核心位置可能 指示 滑移的起始位置。 这提供了免费的信息，可用于 验证由过程区研究决定的 延伸方向。 这项研究 提供了过程区及和分离的易碎断层有关的断层 核心的观察信息。过程区微裂隙方位 被用于 确定 与各段 生长相联系的 延伸方向。 我们谈到断层延伸方向的改
