断层滑动分析与古应力恢复研究综述
第19卷第4期2004年8月
地球科学进展
A DVAN CE S I N E AR T H S C I E N C E
V o l.19 N o.4
A ug.，2004
文章编号：1001-8166（2004）04-0605-09
断层滑动分析与古应力恢复研究综述*
张仲培，王清晨
（中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029）
摘 要：对遭受脆性变形（尤其是断裂作用）的岩层进行古构造应力恢复是进行地壳构造变形历史和动力学研究的重要手段之一。对带有擦痕线理的断层进行大量观测，不仅便于精确描述断层几何学，而且还可使地球上部脆性地壳的构造模式与应力状态相关联，从而再现构造应力场在时空上的演化特征。对脆性构造研究中的断层滑动分析与古应力恢复这一方法的研究历史与现状、原理假设、数学方法以及如何把反演结果与野外地质认识相结合进行构造变形期次的研究进行了介绍和评述，并指出这种方法不仅有利于认识盆地与造山带在构造应力场上的同一性，而且有利于从动力学上去探讨盆山之间的关系，在目前盆山耦合的构造研究中有其自身的优越性。
关 键 词：脆性变形；断层滑动分析；古应力；盆山耦合
中图分类号：P55 文献标识码：A
在造山作用过程中，脆性变形的研究十分重要，其影响范围比发育在造山带轴部地带的塑性变形要大的多［1］。对遭受脆性变形（尤其是断裂作用）的岩层进行古构造应力恢复是进行地壳构造变形历史和动力学研究的重要手段之一。而且，用脆性变形来研究某一地区的构造变形历史不象塑性变形那样，依赖于过多的参数（温度、压力、各向异性等），以致于不能与构造应力简单关联。脆性变形的表现形式多种多样，有大到上百公里的断裂、剪切带，也有小到厘米级甚至毫米级的节理、岩脉或矿脉以及缝合线构造［2］。断层作为一种重要脆性变形形式，早已被国外学者用来进行区域的构造古应力场恢复［3～7］。然而，这一方法在我国的构造地质研究中却鲜有利用。
地表岩石的破裂与断层系统即使在变形程度很小的地区也会很好地发育。只要露头条件令人满意，我们就可以观测到大量的带有擦痕线理的断层，在许多露头上对这些构造的大量观测可便于我们精确描述断层几何学，并且可以从区域上重建变形的主要特征，从而使我们把地球上部脆性地壳的构造模式与应力状态相关联成为可能［4］。目前，利用脆性构造的定量和定性分析去研究某地区所经历的系列构造事件时的古应力场的分布与演化主要是通过大量观测露头区的断层进行的［8～13］。
1 研究历史与现状
脆性构造分析与古应力恢复的研究历史与发展过程经历了2个明显的阶段：20世纪80年代之前的实验模拟与观察阶段和80年代之后的数值方法阶段。
实验模拟与观察阶段的明显特征是把简单断层模型的岩石力学实验观察与特定构造研究相结合。断层滑动的应力分析最早是从具有对称几何特征的共轭断层这一简单模型开始的。A nd e rs o n［14］最早对共轭断层和张性破裂进行解释，并通过对比岩石力学实验结果和区域断层的分布，系统地恢复了各种共轭断层的古应力轴的方向。
自20世纪80年代以来，随着计算机技术的广
* 收稿日期：2003-05-21；修回日期：2003-08-18．
*基金项目：国家重点基础研究发展规划项目“中国典型叠合盆地关键构造变革时期的盆山耦合与深部过程”（编号：G1999043303）资助.
作者简介：张仲培（1974-），男，河南信阳人，博士研究生，构造地质学专业，主要从事油气地质和盆山体系的构造地质研究．E-m a i l：z h z hp ＠m a i l. i gcas. a c. c n
泛应用，断层分析的一个突出特征就是应用数值方法进行古应力恢复。A rt h a ud的开创性工作尽管是基于并不完善的机制，然而他的工作是首次尝试基于脆弱面上断层滑动的几何分析来解决古应力恢复的反演问题；M e r c i e r的论证说明A rt h a ud的方法虽不能用于一般情形，但对于特殊情形（如σ1＝σ2和σ2＝σ3）仍然有效；C a r e y和B r un i e r在修订B o t t的推理的基础上提出通过反演断层滑动数据体（包括不同产状的断层面上的擦痕所反映出的运动方向）来计算应力张量［15］。继C a r e y和B r un i e r之后，重要的进展还包括对断层滑动性质的考虑［3，4］、误差估计［16，17］、对应力张量更多末知量的研究［9，19］，以及
直接反演方法［18］和四维数值旋转优化方法的提出［20］等。
2 共轭断层的应力分析
在做断层滑动的应力分析之前，先解释一下应力与古应力的概念。应力与古应力的分析已经证明是很成功的，而且在过去几十年已经广泛用于断层滑动模式的分析［6］。先假定一个面能够代表岩石中的脆弱面，于是作用于该面上的应力矢量σ，就可定义为σ＝dF/dS，这里F表示力（一个矢量），而S 表示面。作用于固体中的应力具有各向异性的特征，而液体中的压力又是各向同性的。因此，岩石中的应力状态用3个主应力轴来表示，形成一个应力椭球，最大压应力σ1，中间应力σ2和最小应力σ3。通常把压应力看成是正值，张应力看成是负值。
因为共轭断层系统（不论是简单正断层、走滑断层和逆断层，还是倾斜滑动的共轭断层）有着它们内在且不依赖于地层倾斜或旋转的共同几何特征［14］：①至少存在两组倾向不同的断层；②每组断层的擦痕线理都垂直于断层面交线；③断层滑动形成的一对活动断块运动方向相反，使得缩短方向与断面间锐夹角平分线方向一致；④断面间夹角的大小应当与断层活动时岩石力学性质一致。因此，只要以上条件满足，断层的古应力轴方向就可以得到恢复：σ1轴平分断面间的锐夹角；σ2轴与断面间的交线方向一致；σ3平分断面间钝夹角（图1）。由于测量误差和自然界的不规律性导致方位数据的离散，因此，在确定共轭断层系统和主应力轴方向时，一般取平均值。
无数的区域分析已经证明，共轭断层系统是常见的且用来进行局部古应力轴的恢复是可靠的。因此，共轭断层系统研究是对脆性变形进行区域分析
图1 共轭断层的几何模式
F i g.1 C on j uga t e f au l t pa tt er ns
（a）共轭正断层；（b）共轭走滑断层；
（c）共轭逆断层；（d）共轭倾斜滑动断层
（a）C o n j u ga t e n o r m a l d i p- s li p f a u lt s；（b）C o n j u ga t e s tri ke-s li p f a u lt s；（c）C o n j u ga t e r eve r s e d i p-s li p f a u lt s；（d）C o n j u ga t e o b li que- s li p f a u lt s
的有效手段。对于共轭断层系统的分析，通过简单的几何学就可以确定其力学机制，因为它的形成过程是在单一应力机制下进行的。从这种意义上讲，共轭断层属于断层中特定的一类———新生断层，即这是在单一应力机制下形成的产物。然而，随着人们对区域构造的断裂事件研究的日益加强，尤其是对新构造的研究，仅限于共轭断层的单一模式的断层分析，其局限性越来越明显。在许多情况下，所观察到的断层滑动通常都是在先前的断层或脆弱面上经历过旋转或倾斜过程发生的，或者是经历过多次的构造叠加，使得这种脆性构造更具复杂性，所以这种情况用A nd e r s o n的模式已经很难解释了。因此，这时分析有可能在任何方向上发生的脆弱面活动或复活作用过程就显得很有必要。
3 复杂断层的应力分析
共轭断层作为新生断层，与继承性断层相比，其几何形态简单，古应力轴的方向较容易确定。而继承性断层具有各个方向的断层产状，古应力轴不易确定，因为再次活动的脆弱面其方位的分布不能严格制约应力的方向。在这种情况下，能够确定断层滑动方向的方法就是基于应力—滑动关系分析的断层滑动数据反演技术。
3.1 脆弱面上应力—滑动关系的基本假设
如果断层滑动发生，只要应力/断层系统被认为
6
6 地球科学进展 第19卷
是独立于其周围环境的，那么滑动方向应该平行于剪应力方向。这就是最早由W a ll ac e［21］提出，然后由B o t t补充的假说［22］。尽管直到1974年在古应力恢复中对于继承性断层系统才有准确的解释，但是W a ll ac e-B o t t假设确实为进一步的研究提供了基础［15］。
让我们首先假定一个岩体中存在一个脆弱面和它在最后变形阶段所遭受的应力（图2），脆弱面的方向与应力方位之间没有一个特定的因果关系。根据固体力学，作用于脆弱面F上的应力矢量σ可以认为是2个互相垂直的应力分量：垂直于F面的正应力ν和平行于F面的剪应力τ，且在矢量上存在如下的关系：
δ＝τ＋ν
图2 脆弱面上应力—滑动关系
F i g.2 S t re s s-s li p re l a t i on s h i ps on w e akn e s s p l ane
（a）应力状态；（b）应力作用于断层面F上；（c）实际的滑动s与理论上的剪应力τ之间的夹角α
（a）S tr es s s t a t e；（b）W ea kn es s p l a ne a c ti va t e d a s f a u l t；（c）D ev i a t e a n g l e b e t w ee n ac t u a l s li p s a nd t h eo r e t i ca l s h ea r s tr es sτo n a f a u l t p l a ne F：脆弱面；σ：作用于脆弱面上的应力矢量；ν：正应力（垂直于F）；τ：剪应力（平行于F）；σ
1
、σ2、σ3：主应力轴；n：正应力的单位矢量应力矢量σ依赖于σ1、σ2、σ3和n。；古应力恢复中，s和τ的方向越接近（α角越小），效果越好
F：w ea kn es s p l a ne；σ：s tr es s vec t o r；ν：n o r m a l s tr es s（p e r p e nd i c u l a r t o F）；τ：s h ea r s tr es s（p a r a ll e l t o F）；σ
1
、σ2、σ3：p ri n c i p a l
s tr es s axe s；n：u n i t vec t o r p e r p e nd i c u l a r t o w ea kn es s p l a ne
T he s tr es s vec t o rσd e p e nds o n b o t h n a ndσ
1、σ
2、σ3；
T he s m a ll e r i s t he a n g u l a rα，t he a cc u r a t e r i s t he r es u lt s
因此，正应力ν有使脆弱面张开或关闭的趋势。如果只有正应力作用于F面（也就是应力矢量σ垂直于F面）而且足够大的话，张性破裂或缝合线就会形成。相反，剪应力τ有诱发沿力学不连续面发生滑动的趋势，即发生断裂作用。由于摩擦力的大小依赖于正应力的符号（伸展或挤压）和大小，所以不能单独考虑剪应力，也就是说，根据摩擦定律，断层滑动既取决于剪应力，又取决于正应力。
这一假设的提出曾受到人们的批评，焦点在于脆性岩石中断层相互作用和应力偏差的问题，即作用于一个脆弱面上的单一应力是否会导致平行于剪应力方向的滑动？由C a r e y和B r un i e r在1974年提出的一个更具一般性的假设，作用于脆弱面上的单一应力会诱发不同方向上的独立滑动，这一假设能被人们接受吗？这两个问题的答案首先来自有经验的野外观察，其次是来自理论的分析［15］。20世纪70年代以来，计算机技术的古应力恢复变得越来越普遍，与此相关的断层滑动数据反演的所有方法都以这一假设为基础，而且这些方法的所有使用者都一再指出，反演结果的内在一致性证实了这一假设的正确性。许多数值模拟结果也表明，在一个单一独立的断层面上剪应力矢量和滑动矢量在方向上变化非常小；平均滑动方向仍然与平均剪应力方向平行，正好与W a ll ac e-B o t t假设一致（尽管在断层边缘存在一定的变化，但都很小）。总之，断层滑动是独立于其周围环境且滑动方向与剪应力方向一致，这一假设在一定的近似程度上是正确的。
3.2 断层滑动数据反演的数学方法
断层滑动分析中，正面问题是在给定的应力张量T下，来确定已知产状的断层面上的滑动方向和性质。而反演问题就是已知无数的断层的滑动方向和性质，去确定形成这样断层的应力张量T。这两种情况下的基本假设都是，对于每一个断层，由擦痕线理所反映的滑动方向和性质，必然与唯一共同的、一致分布的应力张量的剪应力的方向和性质是一致的。然而，在数据收集过程中，要涉及到测量误差、局部应力导致的数据离散，以及断层的相互作用等，因此，在事实上，我们寻找的是由某一构造事件产生
7
6
第4期 张仲培等：断层滑动分析与古应力恢复研究综述
的所有断层滑动数据与唯一共同的那个应力张量之间的一个最佳匹配。
如图2，根据矢量和矩阵的含义，作用于脆弱面上的应力矢量σ可用其正应力的单位矢量n表达成如下的方程（黑体表示矢量，正常字体表示标量）：σ＝T n。正应力的模量可以用正应力单位矢量与应力的标量乘积来表示：｜ν｜＝σ?n。正应力矢量本身又可表示成：υ＝｜ν｜n，若已知应力矢量σ和正应力矢量ν，就可以得到剪应力矢量：τ＝σ－υ，即：τ＝T?n－｜T?n?n｜?n。根据假设，在任何情况下，对所有的断层来说，单位剪应力矢量t的方向要平行于单位滑动矢量s的方向。单位剪应力矢
量可以用下式来表达：t＝τ
｜τ｜
。最终反演的目的就是寻找一个简化的应力张量T，使得剪应力矢量τ与滑动矢量s之间的夹角α达到最小。在实际中，对所有的断层滑动面来说，单位剪应力矢量t很少平行于单位滑动矢量s。也就是说，对于大多数断层面，二者之间的夹角α不是零。因此，反演过程就是寻找一个简化应力张量T，使得函数F最小：
F＝k
｜t k－s k｜2
实际上的应力张量有6个自由度，无论加上一个各向同性的应力，还是把张量乘以一个正常数，都不会改变断层的滑动方向和性质［5，15］。因此，假设事实上的张量为T*，则任意张量T：T＝kT*＋1I。这里k和l为任意常数（其中k为正数），I为单位应力矩阵。则张量T只有4个自由度，也就是通常所用的简化应力张量。由于这一张量的未知只有4个，而实际中的断层滑动数据要比它多得多，因此这一反演问题可以得到很好的制约，但必须要寻找一个合适的简单的统计模型，确保事实上的滑动数据与理论上的剪应力之间有一个最好的匹配。
第一个用来解决反演问题的数值方法是由C a r-e y与B r un i e r提出的四维搜索方法［15］。在此之后，很多学者不断提出多种数值方法并广泛用于古应力恢复的计算［16～19］。不同的搜索过程对结果并没有多大的影响，但运算时间差别很大。其中，D e l va ux 提出一种四维数值旋转优化方法，使用T E N S O R P r og r a m计算应力张量［20］，使得断层滑动的反演得到更加快速的优化。这一方法可以独立优化某一个函数，也可以联合优化某几个变量，是一种复合函数。它可以最小化断层面上滑动矢量—剪应力之间的角度偏差，也可以最大化断层面上和剪节理的剪
应力大小σt。大多数的应力张量都可以通过一个复合函数同时最小化断层面上滑动矢量—剪应力之间的角度偏差α和最大化断层面与剪节理上的剪应力大小σt得到。
3.3 断层滑动指向的判别标准
大量断层滑动数据的测量是进行精确古应力反演的基础。同时，仔细观察断层发育特征和准确判别断层滑动指向又是进行精确观测断层滑动数据的前提。因此，在测量断层之前，有必要准确判别每一条要观测断层的滑动指向。
对断层面上擦痕线理的仔细观察是确定滑动方向的简便方法。多数的断面上发育有擦痕，且擦痕的产状就可以揭示滑动方向。此外，很多与擦痕相关的不对称构造特征都可以揭示相对滑动的性质。因此，对断面的几何学观测是描述断层必不可少的野外工作。通常可以用3个角和一个位移来控制其产状：断层面倾向d，断层面倾角p，擦痕线理在断面上的侧伏角i（0～360°变化）和断层滑动的总位移（图3）。
图3 断层滑动方向的描述参数
F i g.3 C om p l e t e d e s cr i p t i on o f f au l t s li p o r i e n t a t i on
w i t h t h re e a ng l e s d，p a nd i
d.倾向；p.倾角；i.擦痕侧伏角，0°≤d＜360°；F.断层面；H.水
平参考面；h－h＇.断层走向线；s.擦痕线理的方向；A.磁北极方向
d. d i p d ir ec ti o n；p. d i p a n g l e；i．s li c k e n li ne p it c h，0°≤d＜360°；
F. f a u l t p l a ne；H. h o ri zo n t a lp l a ne（f o r r e f e r e n c e）；h－h＇.
f a u l t s tri ke；s. s li c k e n li ne d ir ec ti o n；A. m a
g n e ti c n o rt h
通常用于断层滑动指向的标准有：
（1）标志层的断错。
8
6 地球科学进展 第19卷
（2）断层附近的拖曳褶皱。
（3）断面上发育的各种不对称特征构造［15］（图4）。
图4 判别断层滑动指向的标准（以正断层为例）
F i g.4 C r i t er i a f or d e t er m i n i ng t he s e n s e of m o t i on
o n a f au l t s u r f a c e（t he e xam p l e s s how n
a r e d i p-s li p no r m a l f au l t s）
（1）增生矿物阶步；（2）构造工具标志；（3）R i e d e l剪节理；（4）缝合线；（5）光面与糙面；（6）张性裂缝；（7）共轭剪切破裂；
（8）指向不明确的标准：a.抛物线标志；b.熔岩中的变形气孔（1）A cc r e ti o n a r y m i n e r a l s t e ps；（2）T ec t o n i c t oo l m a r ks；（3）R i e d e l s h ea r s；（4）S t y l o n iti c p ea ks；（5）P o li s h e d a nd r o u g h f ace t s；
（6）T e n s i o n gas h e s；（7）C o n j u g u a t e s h ea r；（8）M i sce ll a n eo us
c rit e ri a l：a. p a r a b o li c m a r ks；b.
d
e
f o r m e d bubb l e s i n l av a
这些不对称构造主要包括：①增生矿物阶步：它是在断层滑动过程中由晶体纤维的生长或其它结晶颗粒而形成，它们绝大多数是由方解石或石英组成，有时石膏也有可能出现。②构造工具标志：就是一些卵石或其它碎屑。它主要出现在断面上的小突起或不对称沟槽（取决于所观察的面）中。③R i e d e l 剪节理：它通常与主断面呈5～25°相交，而且它们的相对运动方向与主断层的相对运动方向是一致的。它与主断面的交线与擦痕线理近垂直。④缝合线：它是由于磨擦面上的压溶现象造成的，人们通常会在同一个断面上观察到增生矿物阶步和缝合线2种构造，在断层运动过程中，前者生长在趋向于拉张的断面上，而后者生长在遭受压缩的断面上。⑤磨光面和粗糙面：在断层作用过程中，后者趋向于拉张，而前者趋向于挤压摩擦。这一标准在所有的岩石类型中都极其普遍，但尤其是在非方解石质的岩石中最为有用，因为只有压溶现象不易出现，见不到①和④，才有用途。这种标准通常广泛用于砂岩、玄武岩等。⑥张性裂缝：它与主断面呈30～50°的交角，与主断面的产交线与擦痕接近垂直。⑦共轭剪切破裂：这是一种小型断层，与主断面呈40～70°交角，与张性裂缝和R i e d e l剪切类似，它也是与二者的交线相垂直。⑧其它标准：这类标志指示的运动方向有时模棱两可（如剪切透镜体或沿断面旋转的块体等），一般很少使用。有时还可见到抛物线标志和含有很多气孔的岩石被断层切割所产生的变形气孔等。
3.4 误差估计
根据上述的原理，采用不同的数值处理技术，把所搜集到的数据输入进去之后，经过计算，最终可以得到3个主应力轴σ1、σ2、σ3的方位和倾伏角以及应力轴之间的差异比值R。上面的分析已经论述过，最后计算出的平均应力张量是一个近似值，在给定的脆弱面上，它的剪应力方向与每一个实际中测得的滑动方向不可能完全相同，二者之间肯定存在着一定的误差，如果误差过大，我们要分析它的原因。因此，对每一个数据进行误差估计就显得很有必要。A n ge li e r在对误差进行估计时所用的标准有2种：R U P和A N G［15，18］。A N G就是指剪应力与滑动方向之间的角度偏差，它的变化范围是0～180°。
A n ge li e r在用四维搜索方法计算古应力张量时就是用A N G来做的误差估计。R U P是他在用直接反演方法的过程中用的一种估计，它的大小既取决于剪应力—滑动方向之间的角度偏差，又取决于剪应力的相对大小，它的变化范围是0～200％。一般地，R U P≤50％或A N G≤22.5％被认为是误差较小，匹配最好的数据。
有些学者常用偏差角α（相当于A n ge li e r使用的A N G）来估计每一个滑动数据相对于剪应力的偏差［10～12］，当α＞30°时，该数据就可以忽略，不用于计算张量。同时他们还用质量分级标准Q来反映所计算出的应力张量的相对质量：Q＝n×（n/n T）/α。其中n为用于反演一个应力张量的数据量，n/n T为所用数据与总体数据的比值，n为应力—滑动偏差角的平均值。张量的质量级别描述表示如表1。
根据上述的描述可以看出，如果从某一个点观察到的断层滑动是由于多期构造事件造成，也就是说，断层滑动数据体是由多期断层滑动数据组成，那么，在具有相同的数据量的情况下，由它计算出的应力张量的级别一定低于由单一期次的断层数据求出
9
6
第4期 张仲培等：断层滑动分析与古应力恢复研究综述
的应力张量的级别。
表1 通过断层滑动数据反演的应力张量的质量等级T ab l e1 Q ua li t y r ank i ng c r i t er i a f or s t re s s t e n s or
d e t er m i na t i on b y i nv er s i on o f f au l t-s li p dat a
等级A B C D
描述很好中等较差不可靠对应参数＞1.50.5～1.50.3～0.5＜0.3
3.5 应力张量的类型
D e l va ux等使用应力机制确定应力张量的类型［10～12］。应力机制是通过这一应力状态下当时的垂直应力轴来确定的。如当σ1是垂直的，就是伸展（拉张）机制；当σ2是垂直的，就是走滑机制；当σ3是垂直的，就是挤压机制。而在这3种主要应力机制中，应力机制也会随着应力差异比值R的变化而变化。如在σ1为垂直时的伸展机制中，当0＜R＜0.25时，为径向伸展；当0.25＜R＜0.75时，为纯粹伸展；当0.75＜R＜1时，为转换伸展机制。为直观表达应力机制的类型，他们还使用一系列的应力符号分别对应不同的R＇值（图5）。
R＇与R的对应关系如下：当σ1垂直时，为伸展的应力机制，则R＇＝R；当σ2垂直时，为走滑的应力机制，则R＇＝2－R；当σ3垂直时，为挤压的应力机制，则R＇＝2＋R。使用R＇这一指数完整地确定了各种不同的应力机制，从而也为在给定地区从一系列的单个的应力张量来计算平均区域应力机制提供了方便。
4 多期断层滑动数据、应力状态的分离与构造期次
我们知道，一般情况下，一个断裂作用区域的岩层会受到多期构造事件的影响，因此会产生不止一组的断层滑动数据。一个经历过断层作用的岩层可能曾经遭受过旋转或倾斜，所以会导致断层滑动数据的较大的不一致性。这些现象经常会发生在大型走滑断层、褶皱冲断地区和张性机制下的断层倾斜岩块中。根据应力张量的确定，这些现象与应力轴的置换或一系列的独立构造事件并无区别。因此，由以上这些作用所产生的多次性质不同的断层活动务必会产生多组断层滑动数据，从而会产生相应的多个应力张量。
所以，利用断层滑动数据体来计算简化应力张量，最后一步就是把不均一的断层滑动数据分成对
图5 应力机制指数R＇与应力差异比值R的关系和
应力椭球的水平应力轴的方向图示
F i g.5 I ll u st r a t i on o f t he m e an i ng o f st re s s r e g i m e i nd e x
R＇v er s us st re s s r a t i o R and o r i e n t a t i on o f t he
p r i n c i pal ax e s o f t he st re s s e lli p s o i d
应力机制符号（主要由水平应力轴S H m ax和S H m i n组成）是应力
差异比值R的函数，箭头长度代表水平应力相对于各向同性的应力σi大小。其中，空心箭头代表伸展应力轴（＜σi），实心箭头代
表挤压应力轴（＞σi）；垂直应力轴σv：实心圆代表伸展机制（σv＝σ1），空心圆代表挤压机制（σv＝σ3），
小点代表走滑机制（σv＝σ2）
S tr es s sy m b o l s w it h h o ri zo n t a l s tr es s axe s（S
H m ax
a nd S
H m i n
），a s a
f un c ti o n o f t he s tr es s r a ti o R.T h e i r l e n
g t
h a nd c o l o ur sy m b o l
i z e t he
h o ri zo n t a l d ev i a t o ri c s tr es s m ag n it ude，r e l a ti v e t o t he i so tr o p i c
s tr es s（σ
i
）.W h it e o u t w a r d a rr o w s：e x t e n s i o n a l d ev i a t o ri c s tr es s （＜σi）.B l ac k i n w a r ds a rr o w s：c o m p r ess i o n a l d ev i a t o ri c s tr es s
（＞σi）.T he v e rti ca l s tr es s（σv）i s sy m b o li ze d by a so li d c ir c l e
f o r ex t e n s i o n a l r e
g i m e s（σ
v
＝σ1），a d o t f o r s tri ke－s li p r eg i m e s （σv＝σ2）o r a n o p e n c ir c l e f o r co m p r ess i o n a l r eg i m e s（σv＝σ1）
应多个应力张量的多组均一的断层数据体［8，15］。
A n ge li e r最早在进行数据分离时，主要根据断层力学机制的一致性，所用的方法是用于解决统计问题的“动态群集”方法。这一方法在进行断层滑动数据分离中起到很重要的作用，因为在进行测量数据分离时所用的标准并不比通常作用的标准简单，它的每一步都要求在计算应力之前要先确定实际的滑动与理论上计算的平均应力张量之间的偏差（图6）。用于计算简化应力张量的函数要与单个偏差一致。
在大多数的定量分析中，断层滑动分析的真正难点不在于数学或物理上的问题，而在于这种方法的实际应用。实际中，如果仅仅依赖断层力学机制的一致性而不考虑定性的地质信息来进行数据分离是没有任何意义的，因为这种方法并没有把每一组断层滑动数据所对应的应力张量甚至应力机制按照时间先后顺序进行排列。要想对每一个应力张量所
1
6 地球科学进展 第19卷
对应力的断层活动的时代顺序进行确定，最重要的是要对可能记录活动期次的地质现象或标准进行仔细的野外观察。这些地质现象或标准主要与地层序列（如构造事件的年代，它在老地层中很难识别）和构造年代（如断层之间的关系，多组擦痕，断层面相对于地层产状的关系等）相关。因此，在应力张量计算之后，要仔细地根据区域上的多期构造演化对结果进行解释。在许多情况下，进行分组的滑动数据和相应的应力模式与一系列特定的构造事件并不一定具有相关性，但它可以暗示我们，在一次重要的构造事件中，应力机制经历过忽然或很大的变化。所以，为了辨别这些可能性，定性的推理，包括区域上的地层、构造地质和构造现象的准确观察都是必不可少的。
图6 均一断层滑动数据及相应应力张量从复杂
断层滑动数据体中分离的计算流程图
F i g.6 P r i n c i p l e of t he s e pa r a t i on o f hom o g e n e ous
c l a ss e s a n
d r
e l a t e d s t re s s t e n s o r s w i t h i n an
i nhom o g e n e ous f au l t popu l a t i on
总之，如果区域上的地质框架已知，而且大体上的断裂活动事件的特征清楚，使用这种方法完全可以精确确定脆性地壳的构造应力机制的几何学及其演化历史。最后的古应力机制和多期演化历史可以首先在断层发生点上确定，然后通过把很多局部的
计算结果结合起来并进行对比分析，可以在区域上来确定。
5 断层滑动分析与古应力恢复的应用与前景
自从计算机技术得到广泛应用以来，断层滑动分析和古应力恢复方法被很多学者运用并进行构造应力场时空变化和构造变形期次分析的研究，从而推断区域上的构造演化过程。A n ge li e r等［8］在美国内华达州的拉斯维加斯东南40k m的H oove r坝附近的中新统沉积岩与火山岩进行了仔细观测，并获取了不同变形期次的断层滑动数据500多个；运用四维迭代运算程序，他们分离出2组断层滑动数据并计算出相应的构造应力机制；结合野外观察分析，其结果表明研究区在晚第三纪（上新世）曾遭受过2个阶段的构造变形：地层倾斜之前的走滑断裂作用和倾向滑动断裂作用（伸展机制：σ3近水平，走向为N50°E），地层倾斜之后的走滑、斜滑和倾向滑动的混合断裂作用（也是伸展机制，但σ3近水平，走向为N75°W）。D e l va ux等［20］运用同样的研究思路，对来自南西伯利亚的贝加尔裂谷地区的数千个断层滑动数据，使用改进的正交二面角方法和四维旋转优化方法进行了反演和处理；在对该区脆—韧性和脆性变形进行大量野外观察和前人研究的基础上，他们认为贝加尔地区：
（1）在裂谷之前的古生代和中生代至少有6个古应力变化阶段，即晚寒武—早奥陶世的N-S向挤压变形、晚志留—早泥盆世的N W-S E向挤压变形、晚泥盆—早石碳世的N-S向挤压变形、晚石碳—早二叠世的E-W向挤压变形、晚二叠—三叠—侏罗纪的N W-S E向伸展变形和白垩纪的碰撞挤压变形。
（2）在裂谷阶段的新生代共有2个主要的古应力变化阶段，即晚渐新世—早上新世的初始裂谷阶段（原型裂谷）和上新世晚期—第四纪的裂谷发育阶段（活动裂谷）［10，11］。C i u l av u等［23］运用D e l va ux提出的算法，对在欧洲亚平宁山系的东部地区紧邻潘诺尼亚盆地的T r a n s y l va n i a n盆地周边观察到的众多断层滑动数据进行反演，同时结合盆地内部的构造变形和对盆地变形的物理模拟结果，综合分析认为，T r a n s y l-v a n i a n盆地在晚第三纪曾遭受过最大主应力轴近水平且为北到北东向的挤压和转换挤压变形。
目前，盆山耦合研究已成热点。盆地与山岭在构造上的密切关系是人们研究盆山耦合的重要方面，盆地与造山带在构造上的耦合主要表现在构造
1
1
6
第4期 张仲培等：断层滑动分析与古应力恢复研究综述
应力场的同一性与空间上的连续性，即挤压造山带与前陆盆地耦合，伸展造山带与裂陷盆地耦合，走滑造山带与走滑盆地耦合，而连锁断层系则为耦合机制的关键［24］。因此，在盆山结合带进行断层滑动分析，并进行构造应力恢复可以说是进行盆山耦合构造分析的关键，因为这种方法不仅利于我们认识盆地与造山带在构造应力场上的同一性，而且更利于我们从动力学上去探讨盆山之间的关系。此外，对一个地区的脆性断层进行大量的观察与精确测量并恢复古应力，除了能够反映区域上的构造事件和构造变形期次，还能够再现区域上应力场的细微变化和其在时空上的演化［15］。总之，断层滑动分析与古应力恢复这一方法在盆山耦合的构造研究中具有其自身的优越性。
参考文献（R e f ere n ce s）：
［1］ M o l nar P，T a pponn i er P.T ec t on i cs o f A s i a：C on s equences and
i m p li ca ti ons of a con ti nen t a l co lli s i on［J］.S c i e n c e，1975，189：
419-426.
［2］ D unne W M，H ancock P L.P a l aeo s tr e s s ana l y s i s of s m a l l-s c a l e
B rittl e s tr uc t u r es［A］.I n：H ancock P L，e d.
C on ti nen t a l
D e f o r m-
a ti on［C］. O x f o r d：P e r gam on P r e s s，1994，101-120.
［3］ A n g e li er J.D e t e r m i na ti on o f t he m ean p ri nci p a l d ir ec ti ons o f s tr es-s es f or a g i ven f au l t popu l a ti on［J］.T ec t onoph y si c s，1979，56：
T17- T26.
［4］ A ng e li er J.T ec t on i c ana l y s i s o f f au l t s li p d a t a s e t s［J］.J o u r na l of
G e ophy si c al R e s e a r c h，1984，89（B7）：5835-5848.
［5］ A nge li er J.F r o m o ri en t a ti on t o m agn it udes i n pa l e o s tr e s s de t e r m i-n a ti ons u s i ng f au l t s li p da t a［J］.J o u r nal o f S tr u c t u r e G e o l ogy，1989，11（1/2）：37-50.
［6］ án g e l F r anc i s co，N i e t o- S am an i ego.S tr e s s，s tr a i n and f au l t pat-t e r ns［J］.J o u r nal of S tr u c t u r e G e o l ogy，1999，21：1065-1070.［7］ G apa i s D，C obbodl P R，B ou r geo i s O，e t al.T ec t on i cs s i g n if i-
c ance of f au l t-s li p da t a［J］.J o u r nal of S tr u c t u r e G e o l ogy，2000，
22：881-888.
［8］ A ng e li er J，C o ll e tt a B，A nde r s on R E.N eogene pa l eo s tr e ss changes
i n t he b a s i n and r ange：A ca s e s t udy a t H oover D am，N e v ada- A r i-
z ona［J］. G e o l o g i c al S o c i e t y of A m e ri c a B u ll e ti n，1985，96：347-
361.
［9］ R ech e s Z.D e t e r m i na ti on of t he t ec t on i c s tr e s s t en s or fr om s li p a-l ong f au lt s t hat obey t he C ou l om b y i e l d c rit er i on［J］.T ec t on i c s，1987，6：849-861.
［10］ D e l vaux D，M oeys R，S t apel G，e t al.P a l eo s tr e s s r econ s tr uc-t i ons and g eod y nam i cs o f t he B a i ka l r eg i on，C en tr al A s i a，P a r t 1：
P a l eo z o i c and M e s o z o i c p r e-r if t evo l u ti on［J］.T ec t onophy si c s，
1995，252：61-101.
［11］ D e l vaux D，M oeys R，S t apel G，e t al.P a l eo s tr e s s r econ s tr uc-t i ons and g eodynam i cs o f t he B a i ka l r eg i on，C en tr al A s i a，P a r t 2：
C eno z o i c rifti ng［J］.T ec t ono p hy si c s，1997，282：1-38.
［12］ O ttri a G，M o ll i G.S upe ri m po s ed b rittl e s tr uc t u r es i n t h e l a t e-o r o-
g en i c e x t en s i on of t he N o rt he r n A penn i ne：R e s u lt s fr om C a rr a r a
a r e a（A l pi A puane，N W T u s cany）［J］.T e rr a N o v a，2000，12：
52-59.
［13］ A ng e l L C o rt es，A do lf o M ae s tr o.R ecent i n tr ap l a t e s tr e s s fi e l d i n t he e a s t e r n D ue r o B a s i n（N Spa i n）［J］.T e rr a N o v a，1998，10：
287-294.
［14］ A nde r s on E M.T he D ynam i cs of F au lti ng（1 s t edn）［M］.E d i n-
b u r gh：O li ver＆B oyd，1942.
［15］ A nge li er J.F au l t s li p ana l ys i s and p a l aeo s t r e s s r econ s tr uc ti on ［A］.I n：H a ncock P L，e ds.C on ti nen t al D e f o r m a ti on［C］.
O x f o r d：P e r gam on P r e s s，1994，53-100.
［16］ A ng e li er J，T a r an t o l a A，V a l e tt e B，e t al.I nve r s i on of fi e l d da t a
i n f au l t t ec t on i cs t o ob t a i n t he r eg i onal s tr e s sⅠ.S i ng l e pha s e
f au l t papu l a ti ons：A new m e t hod of com pu ti n
g t he s tr e s s t en s or
［J］.G e ophy si c J o u r nal R ev i e w of A str onom i c S o c i e t y，1982，69：
607-621.
［17］ H uang Q，A nge li e r J.I nve r s i on of fi e l d da t a i n f au l t t e c t on i cs t o o b t a i n t he r eg i o nal s tr e s sⅡ.U s i ng c on j uga t e s e t s w it h i n he t e r o-
g eneous f am ili es f or com pu ti ng p a l aeo s tr e s s a xes［J］.G e ophy si c al
J o u r nal I n t e r na ti onal，1989，96：139-149.
［18］ A ng e li er J.I nve r s i on of fi e l d da t a i n f au l t t e c t o n i cs t o ob t a i n t he r e g i ona l s tr e s sⅢ.A new r a p i d d ir ec t i nve r s i on m e t hod by ana l yt-
i calm eans［J］.G e ophy si c al J o u r nal I n t e r na ti onal，1990，103：
363-376.
［19］ E t checopar A，V a ss eur G，D a i gn i e r es M，e t al.A n i nve r s e p r ob-l em i n m i c r o t ec t on i cs f or t he d e r e r m i n a ti on o f s tr e s s t en s o r s fr om
f au l t s tri a ti on ana l y s i s［J］.J o u r na l of S tr u c t u r e G e o l ogy，1981，3
（1）：51-65.
［20］ D e l vaux D.T he T E N S O R p r og r am f or r econ s tr uc t i on：E xam p l es
f r om t he E a s t A fri can and t he B a i kal rif t z ones［J］.T e rr a A b-
s tr a c t s，A b str a c t S upp l e m e nt，T e rr a N o v a，1993，5：216.
［21］ W a ll ace R E.G eom e tr y of s hea ri ng s tr e s s and r e l a ti on of f au lti ng ［J］.J o u r nal o f S tr u c t u r e G e o l ogy，1951，59：118-130.
［22］ B o t t M H P.T he m echan i s m s ofob li que s li p f aul t i ng［J］.G e o-l og i c al M aga zi ne，1959，96（2）：109-117.
［23］ C i u l avu D，D i nu C，S z akác s A，e t al.N eogene k i nem a ti cs of t he T r an s y l van i an ba s i n（R om an i a）［J］.B u ll e ti n o f t he A m e ri c an A s-
s o c i a ti on P e tr o l e um G e o l ogy，2000，84（10）：1589-1615.［24］ L i u H e f u（刘和甫）.G eodynam i c s cena ri o of coup l ed ba s i n and m oun t a i n s y s t em［J］.E a rt h S c i e n c e—J o u r nalof C h i na U n i ve rsit y
o f G e o s c i e n ce s（地球科学———中国地质大学学报），2001，26
（6）：581-596（i n C h i ne s e）.
2
1
6 地球科学进展 第19卷
T H E S U M M AR Y A N D C O M M E N T O N F AU L T - S L I P A NA L Y S I S A N D P A L A E O S T R E S S R E C O N S T RUC T I O N
Z H AN G Z h o ng- p e i ，
W AN G Q i n g - c h e n （ I n s tit u t e o f G e o l o gy a nd G e op h y s i c s ， C h i n es e A c ad e m y o f S c i e n ce s ， B e i j i ng 100029 ， C h i na ）
A b st r a c t ： P a l aeo s t r e s s r eco n s t r u c ti o n o f b r ittl e d e f o r m e d r oc k i s o ne i m p o r t a nt w a y o f r e s ea r c h i n t o t he c r u s t s t r u c t u r a ld e f o r m a ti o n h i s t o r y a nd g eo d y n a m i c s . L o t s o f m ea s u r e m e n t s o f f a u lt s w it h s li c k e n s i de l i n ea ti o ns e n a b l e us n
o t o n l y t o acc u r a t e l y d e s c r i be t he g eo m e t r y o f f a u l t s y s t e m s ， b ut a l s o t o p r ov i de a n o pp o r t un it y t o i n ve s ti g a t e h o w s u c h s t r u c t u r a l p a tt e r ns i n t he u pp e r b r ittl e c r u s t a r e r e l a t e d t o t he s t a t e o f s t r e s s d u r i ng t ec t o n i c e ve n t s . A l s o ，i t h e l ps u s r eco n s t r u c t t he s t r e s s f i e l d a nd i t s e v o l u ti o n c h a r ac t e r i z a ti o n i n s p ac e. T he p a pe r j u s t p r e s e n t s a b r i e f i n t r o- d u c ti o n a nd s o m e co m m e n t s a b o ut t he p r i n c i p l e a nd h y p o t h e s i s ， m a t h e m a ti ca l m e t h o d o f f a u l t － s li p a n a l y s i s a nd p
a l aeo s t r e s s r eco n s t r u c ti o n ， a nd d i s c u ss e s h o w t o r e l a t e t he i n t e r p r e t a ti o n o f t he i n ve rs i o n r e s u lt s t o t he g eo l og i ca l o
b s e r va ti o ns i n t he f i e l d. T he a u t h o r s b e li e v e t he m o s t i m p o r t a n t i s t he
c o m b i n a ti o n b e t w e e n acc u r a t e a n
d l o t s o f o b- s
e r va ti o ns
i n f i e l ds a nd c a l c u l a t e d r e s u lt s . A t t he s a m e ti m e ， i t p o i n t s o u t t h a t t h i s m e t h o d i s u s e f u l n o t o nl y f o r un- d e rs t a nd i ng t he c o n s i s t e n c y o f t ec t o n i c p a l e o s t r e s s f i e l d b e t w ee n b a s i n a nd o r oge n ， b u t a l s o f o r ex p l o r i ng t he r e l a ti o n b e t w ee n b a s i n a nd o r oge n g eo d y n a m i ca ll y. F a u l t - s li p a n a l y s i s h a s a p r i o r it y i n t ec t o n i c a n a l y s i s o f b a s i n a nd m o un- t a i n c o up li ng e xac tl y.
K e y
w o r ds ： B r ittl e d e f o r m a ti o n ； F a u l t - s li p a n a l y s i s ； P a l aeo s t r e s s ； B a s i n a nd m o un t a i n c o up li ng.316
第4期 张仲培等：断层滑动分析与古应力恢复研究综述