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第 21卷 第 4 期吉首大学学报 自然科学版Vol. 21 No.4 2000 年12 月Journal of Jishou University Natural Science EditionDec. 2000 文章编号 1007- 2985 2000 04- 0067- 05 含有粘土矿物断层泥地震与非地震标志 张秉良, 周永胜 中国地震局地质研究所, 北京 100029 摘 要 实验变形的含有粘土矿物断层泥的显微结构观察提供了判别自然界断层滑动习性的标志. 含有粘土矿物断层 泥的摩擦实验显示了 2种模式, 一种是稳态滑动, 另一种是粘滑, 即有可能发生大地震. 此两种实验产物的显微结构记录了 断层的滑动性质, 均匀变形的断层泥是断层非地震 稳滑 的结果, 局部强烈变形是断层地震 粘滑 的产物. 均匀变形使粘 土矿物产生优选方位S 叶理, 在一定程度上它反映了剪应变的大小, 局部变形形成吕德剪切和 Y 剪切, 云南小湾 F7断层 中具有类似的结构特征, 计算结果表明 F7的稳滑量约 43 52 . 关键词 蠕动; 地震; 断层; 组构; 伊利石 中图分类号 P315. 2 文献标识码 A 断层可积累由断层蠕动产生的非地震位移和地震产生的地震位移. 许多活断层中都存在有断层泥, 实 验证明在浅地壳条件下, 它可调节地震和非地震滑动, [1, 2] 为了评价古地震事件, 有必要详细研究分析断 层剪切带中断层泥的结构及其力学行为. 本文把摩擦实验观察到的含有伊利石断层泥的力学行为和实验 中发育的显微结构相联系. 然后利用两者的关系, 去推测发掘云南小湾F7断层的活动方式. 岩石学研究是 本文的基础, 它证实了断层滑动方式与变形结构之间的关系. 1 含有粘土矿物断层泥的力学性质 近40 年来, 为了确定岩石的力学性质, 国内外构造物理学家曾进行过广泛的实验研究[1 4]. 由于目前 人们还不能很好的预测多矿物岩石的行为和各种矿物之间的相互作用, 因此大多数实验只涉及到单矿物 和少数花岗岩类. 为了更好的将实验结果应用于活断层的研究中, 本次实验采用云南小湾 F7断层泥作实 验材料, 探讨断层泥的再生显微结构与断层滑动方式的关系. 实验使用的断层泥伊利石占 46, 其余为长 石, 石英碎屑. 为了便于模拟实验, 预先将试样压成 0. 65 mm 厚的薄板状, 在 50 恒温下加热 30 min, 然后 将其置于长20 mm, 直径 10 mm, 30 锯切面的花岗闪长岩圆柱体中. 在 Griggs 型固体介质三轴实验装置 上, 采用不同的实验条件进行剪切实验 表 1 . 特征的力学性状如图 1 所示. 由伊利石的应力应变曲线可见, 含有伊利石断层泥温度低于 200 , 显 示稳滑; 温度 350 左右, 一般显示有粘滑发生; 当温度高达 600 时, 又显示稳滑; 特别是 400 时, 可观 察到震 粘滑 前的前兆滑动 稳滑 , 这与含蒙脱石的干湖谷断层泥和伊利诺斯州伊利石岩摩擦实验特 征[4,5]类似. 收稿日期 2000- 11- 09 基金项目 国家自然科学基金资助项目49772168 作者简介 张秉良1948 , 男, 安徽省太和县人, 中国地震局地质研究所副研究员, 主要从事地震地质活动构造研究. 表 1 实验条件和结果 Table 1 Summary of experimental condition and results 样号位移速率/ms- 1温度/ 围压/MPa滑动方式主要显微结构应变量 14. 6400400粘滑局部变形 24. 6400350粘滑局部变形 3 4. 6 10- 2 350400粘滑局部变形 44. 6 10- 2350350粘滑局部变形 54. 650100稳滑叶理 64. 6200200稳滑叶理3. 46 74. 6 10- 2200200稳滑叶理3. 46 8 4. 6 10- 2 100150稳滑叶理2. 96 94. 6 10- 2200600稳滑叶理4. 10 10 4. 6 10- 2 600600稳滑叶理4. 49 114. 6 10- 2200400稳滑叶理3. 76 12 4. 6 10- 2 400350先稳滑 1 mm 后粘滑叶理, 局部变形 134. 6 10- 2400400先稳滑 0. 7 mm 后粘滑叶理, 局部变形 144. 8600100先粘滑后稳滑叶理 154. 8600110先粘滑后稳滑叶理 164. 8600120先粘滑后稳滑叶理 174. 8600140先粘滑后稳滑叶理 184. 8600160先粘滑后稳滑叶理 194. 8600170先粘滑后稳滑局部变形 204. 8600190先粘滑后稳滑叶理 214. 8400250先粘滑后稳滑叶理 22 4. 8 10- 2 600250先粘滑后稳滑局部变形 234. 8 10- 2400140先稳滑后粘滑叶理 24 4. 8 10- 2 400180先稳滑后粘滑局部变形 注 14 24选自文献[ 6] 图 1 含伊利石断层泥剪切应力- 应变曲线 2 断层泥的显微结构 实验断层泥样品往往很容易与锯切面分离, 为了 保证实验样品结构不被破坏, 必须先将样品用树指涂 敷, 然后沿平行滑动方向磨制薄片. 观察到的显微结构 反映了实验中含有伊利石断层泥的力学行为. 在稳滑 状态中, 摩擦阻止滑动随速度增加, 变形较均匀地分布 于断层泥中. 在粘滑状态中, 摩擦阻力随着滑动速度的 增加而减小, 导致断层泥中的不连续面加速滑动, 产生 局部变形, 实验样品中局部变形如吕德尔剪切是明显 的. [ 6] 本文讨论的是粘滑、 稳滑后保留在断层泥中的显 微结构特征, 它的特征可能有 1 单一滑动方式形成 的显微结构; 2 兼有两种滑动方式形成的显微结构. 因为稳滑状态下, 断层泥透入性变形, 应变均匀, 它可 抹掉先前发育的任何显微结构. 相反, 粘滑状态下, 断 层泥应变不均匀, 产生局部变形, 这样先前发育的显微结构则被保留在不连续高应变带间的断层泥中. 在 经历两种滑动方式的实验样品中, 如果最后阶段是粘滑, 那么它的显微结构应含有与粘滑相对应的局部剪 68 吉首大学学报 自然科学版 第 21卷 切带. 如果稳滑是最后阶段, 那么它的均匀变形应该是明显的叶理化. 每次实验的力学状态及主要结构特征 列于表 1中.粘滑实验产生的局部变形如图3照片 1, 2, 3所示. 变形区与未变形区界限明显, 有些变形区存在弱 的叶理化, 局部变形的明显表现是吕德剪切 [6] ,平行边界的Y剪切等,R1和Y剪切间的夹角范围14 25.这与 图 2 S- C组构要素随渐进应变而发展的示意图 海原断裂大沟门断层泥所观察的结果[7]相类似. 另一类是 稳滑状态下,断层泥均匀变形, 如图 3照片4, 样品中的表 现是与滑动面交角约 2310的S 叶理. S 叶理由定向的 伊利石来确定, 它平行于 P 方向. 实验条件下更韧性的矿 物 如石盐在剪切带内经受了大应变, 形成明显S- C 组 构. 在适当的位置时,S 片理的方向逐渐趋于 C, 进一步证 明了这些面的剪切方向 图 2, 不同的实验条件, S 片理和 剪切边界的交角不同. 样 9 S 叶理和剪切边界的交角平均 为 14,如果 S叶理接近于有限应变椭圆的 XY 面, 基本上 相当于全部剪切应变量 3.76. 假设本次实验是非扩容简单 剪切3 mm 位移/ 0. 65 mm 厚 , 它的实际全部剪应变的结 果S 叶理与剪切边界交角应该约12 . [8 ,9] 这种对剪应变估 计的失真,不能说是扩容引起的, C 剪切面的出现是不均 匀变形的标志. [9] 在这些剪切面上的滑动与泥岩界面类 似, 它也是剪应变的一部分. 部分实验断层泥的剪应变如 表 1. 在一定程度上, 它反映了剪应变大小的信息. 3 可能的变形机制 变形是摩擦滑动的结果. 摩擦可能发生在不连续面上和碎裂流动中, 均匀变形使伊利石颗粒产生优选 方位或发育较好的 S- C 组构. 定向排列的伊利石可认为是同构造运动的产物, 但在这种没有任何其他流 体加入的实验条件下, 它未必是实验中排成行的新生伊利石. 相反, 它很可能是作为一体的断层泥在碎裂 流动中伊利石颗粒进一步旋转而定向排列[10,11]. 稳滑状态中, 变形主要由断层泥的碎裂流动来调节, 结果 造成伊利石矿物优选定向, 这与Escartin 等 1997 在实验中所观察到的结果是一致的. Chesf 等 1987 描述 了自然界富含粘土断层泥类似的 S 叶理. 他们认为 S 叶理是由粘土颗粒旋转成行形成的. 在粘滑状态中, 其物理过程目前了解的较少. 它似乎由某些具有独特条件的滑动面所控制 如接触面上的粒度、 粗糙度 等 . 这些时间依赖性和接触面上的摩擦特征将决定是产生粘滑或稳滑. 4 自然界富含粘土断层泥的特征 与实验室摩擦实验形成的类似的变形组构同样出现在云南小湾 F7断层断层泥中, S 叶理由优选定向 的伊利石所组成, C 剪切是一系列不连续的近于平行断层面的剪切滑动面, 断层泥中发育有均匀变形 图3 照片 5 和局部变形 图3 照片 6 2种结构. S 叶理与断层面交角平均约27, 这与实验形成的吕德尔剪切相 似, 由两组显微结构记录的剪切方向与宏观上所看到的一致. 这个角度显然大于实验室所观察到的. 这种 S- C 组构有 2种可能, 一种是在断层活动中, 断层泥碎裂流动导致伊利石颗粒定向排列. 另一种可能是 S 叶理反映了断层活动中伊利石的同构造生长, 伊利石的多型分析显示该伊利石属于 1 M 多型, bo 8. 993 A, 表明该伊利石是在低温 200 低压环境中生成的[12]. 研究结果表明, 两种变形历史可由观察到的显微构造特征来证实 1 简单的变形历史. 断层稳滑, 使 断层泥连续变形, 片状矿物产生优选定向, 这种情况不可能产生大地震. 断层粘滑, 断层泥产生局部变形如 吕德尔剪切是明显的, 那么有可能产生大地震. 2 两种滑动方式的叠加. 早期同构造生长的或者优选定 向的伊利石被后期性断层事件所叠加. 这种情况显示了从塑性到脆性变形机制的转变, 它可能伴随有温度 或压力的变化. 69 第 4 期 张秉良, 周永胜 含有粘土矿物断层泥地震与非地震标志 1 粘滑产生的局部变形Y 剪切 ,正交偏光 16 8; 2 粘滑产生的局部变形, 斜穿断层泥的 R 剪切和平行边界的 Y 剪切, 单偏光 16 8; 3 先蠕滑后粘滑产生的S 叶理和明显的 R 剪切, 正交偏光 16 8; 4 蠕滑产生的 S- C 组构, 进一步证明了断层的左旋滑动, 单偏光 16 8; 5小湾断层泥 S- C 组构, 单偏光 63 4;6 小湾碎裂岩 S 叶理和平行断面的 Y 剪切, 单偏光 6 34 图 3 断层泥的显微结构特点 5 活断层断层泥中 S- C 组构的应用 云南小湾 F7断层在秀山村北花岗岩中可见30 m 宽的破碎带, 其中断层泥厚 3 m, 断层泥主要由伊利 石、 石英、 长石碎屑组成. 断层泥中 S 片理与剪切面 断层滑动面 交角平均 27, 其蠕变量为 4. 36 m. 破碎 带中的S 片理与断层面交角平均 37 , 那么破碎带中的蠕变量是 15. 7 m. 这样 F7断层在该处的蠕变位移 总量为 20 m. 按断层泥厚度与位移量关系理论计算, F7断层最大位移量是 37 m, 而地质最大位移量约 47 m. 这样, 蠕变位移量占总位移量的 54 43, 这与用石英形貌方法统计计算的蠕变量相类似 40 60 . [13] 6 结论和讨论 1 含有伊利石断层泥的模拟实验中得出的显微结构可为深入了解自然界断层带地震行为创造条 件. 在实验产物中产生的均匀变形和局部变形记载了含有伊利石断层泥的力学性质. 均匀变形与断层蠕动 有关. 在样品中的记载如伊利石的优选定向 S 叶理 . 局部变形与粘滑有关. 样品中的记载如 R 剪切和 Y 70 吉首大学学报 自然科学版 第 21卷 剪切. 小湾断层泥中产生的S- C 组构和局部强烈变形认为有可能是断层先蠕滑而后期粘滑造成的, 且蠕 滑位移量 20 m. 2 实验证明, 经过两种滑动方式实验的样品, 其变形叠加的结果有 a 断层先粘滑后蠕滑在断层泥 中往往显示明显叶理化的蠕滑特征, 先期粘滑遗迹很难在断层泥中保留. b 断层先蠕滑后粘滑, 那么断 层泥的显微结构中含有与粘滑相对应的局部剪切带, 断层蠕滑形成的 S 叶理往往被保留在不连续高位应 变间的断层泥中. 3 本文稳滑实验样品剪应变量估计结果显示, 随着温度、 压力的增加, 其剪切应变量增加, 这可能归 因于温度、 压力效应. 4 在一定温压条件下, 断层泥中的 S- C 组构有可能提供剪应变的大小, 它类似于韧性变形. 参考文献 [ 1] RAMSAY J G, GRAHAM R H. Strain Variation in Shear Belt[J] . Canadian Journal of Earth Sciences, 1970, 7 786 813. [ 2] MOORE D E, LOCKNER D A, MA Sheng -li, et al. Strength of Chrysotile- Serpentinite Gouge Under Hydrothermal Conditions Can it Explain a Weak San Andreas Fault[J] . Grol, 1996, 24 1041 1044. [ 3] 马 瑾. 温度、 压力、 孔隙压力对断层泥强度及滑动性质的影响[J] . 地震地质, 1985, 71 15 24. [ 4] 马胜利, 马 瑾. 石英和方解石剪切带变形组构的实验研究[J]. 地震地质, 1987, 94 1 9. [ 5] LOGAN JM, HIGGS N G, FRIEDMAN M. Laboratory Studies on Natureal Gouge From the U. S Grological Survery Dry Lake Valley No. 1 Well. San Andreas Fault Zone[A]. CARTER N L, FRIED MAN M, LOGAN J M, et al. Mechanical Behavior of Crustal Rocks [ C] . Am. Grophys. Un. Grophys.Mongor, 1981, 24 121 134. [ 6] MOORE D E, SUMMER R, BYERLEE J D. Sliding Behavior and Deation Textures of Heated Illite Gouge[ J] . J. Stru. Geol. 1989, 113 329 242. [ 7] 张秉良, 李建国, 方仲景, 等. 断层泥的再生显微结构特征及其地震地质意义[ J]. 地震地质, 1995, 17 3 204 206. [ 8] REINEN L A, TULLIS T E. Microstructural Evidence of Strain Localization and Distributed Strain in Serpentine Friction Experiments [M] . Eos. Transactions, American Grophysical , 1995. [ 9] REINEN L A. Seismic and Aseismic Slip Indicators in Serpentinite Gouge[ J]. Geol. 2000, 28 2 135 138. [ 10] CHESTER F M, LOGAN JM. Composite Planar Fabric of Gouge From the Punchbowl Fault[ J]. California, J. Stru. Grol. 1987, 9 621 634. [ 11] 沈明道. 粘土矿物及微组构与石油勘探[M]. 四川 电子科技大学出版社, 1993. [ 12] 张秉良, 何昌荣, 刘行松. 云南小湾断层泥矿物特征及其构造意义[J] . 地质科学, 2000, 352 197 205. [ 13] 虢顺民, 向宏发, 计凤桔. 云南小湾坝区断裂活动性与位移量研究[M]. 北京 地震出版社, 1992. The Fabric of Clay Gouge and Their Implication ZHANG Bing -liang, ZHOU Yong -sheng Institute of Geology, China Seismological Bureau, Beijing 100029, China AbstractStructures observedwith experimentally deed clay gouge provide ination that may be used to identify the seismic behavior of natural fault zones. In laboratory friction experiments clay gouge exhibits two modesof behavior one can only result in stable fault creep, and the other may result in stick slip, but has the potential large earthquakes. Microstructures that during these experiments reflect the deation style of the clay gouge. Pervaded deation results from aseismic fault creep, and localized deation results from seismic slip. Pervaded deation produces preferred orientation of the clay grain S foliation . The orientation of the S foliation gives some ination on the magnitude of bulk shear strain. Localized defromation sRiedel and Y shears. Similar structuresoccur within a natu - ral F7fault in Xiao Wan,Yunnan. The resulting shows stagle creep ratio about 43 52 in F7fault. Key wordsgreep; earthquake; fault; fabric; illite 71 第 4 期 张秉良, 周永胜 含有粘土矿物断层泥地震与非地震标志