三峽庫首區高橋斷裂帶斷層泥分形特征研究

高紅亮 姚運生，2 王秋良，2 張麗芬，2 陳星星

1 中國地震局地震研究所（地震與大地測量重點實驗室），武漢市洪山側路40號，430071

2 中國地震局地殼應力研究所武漢科技創新基地，武漢市洪山側路40號，430071

在長江三峽工程前期論證、施工及后期蓄水過程中，近庫壩區斷裂活動性一直是研究的重點課題之一。對于三峽這樣一個少震區，進行斷裂活動性和活動方式等的分析，對庫區未來地震活動趨勢的判斷有著重要意義。高橋斷裂作為庫首區巴東庫段的一條重要斷裂，其活動性備受關注。研究斷裂活動性的方法很多，利用斷層泥進行斷裂活動的研究是近年來的發展方向［1］。斷層泥指發育在斷層帶中的未固結或弱固結泥狀巖石，是斷層反復運動時兩側巖石破碎形成的。斷層泥是斷裂活動的重要信息載體，它蘊含著斷裂活動時代、方式和物理環境等大量信息［2］。Sammis等［3］對斷層泥的研究表明，斷層泥具有自相似特征，并首先將分維理論應用于斷層泥研究領域。而后，我國學者將分形理論應用于斷層泥分維值與斷裂活動關系的研究中，為斷裂活動的定量研究開辟了新途徑。

前人對高橋斷裂的形成機制、構造活動期次、動力學特征及地震活動性等方面進行了大量研究［4－5］。本文在此基礎上，以高橋斷裂帶上的斷層泥為研究對象，結合野外地質調查，探討斷層泥分形特征與斷裂活動性之間的關系。

1 高橋斷裂帶基本特征

高橋斷裂帶位于秭歸盆地西北緣，北起興山古夫，向西南經南陽河、伍家埡、龔家橋、巴東白灣、曾家嶺和炮臺山西坡，止于西穰口神農溪，全長近40 km。斷裂總體走向為北東50°，傾向或南東或北西，傾角50°～65°，切割上古生界－三疊系地層。該斷裂經歷了多期構造變動，燕山早期以正斷為主，晚期強烈擠壓，發育碳化構造片巖及碳化糜棱巖；喜山期伴隨著三峽地區整體抬升而發生張性正斷活動；由方解石的雙晶紋、自由位錯密度推導，該斷裂帶喜山期、新構造運動早期和晚期差異應力分別為145、76～100和30～43mPa，說明喜山期以來斷裂的活動性逐漸減弱，但喜山期活動強度要高于三峽地區的平均值（100mPa）［6］。

斷裂破碎帶一般寬30～100m，局部可達650 m，由主斷面和多條分支斷面組成，破碎帶內部主要為次級褶皺、碎裂巖帶、斷層角礫巖帶及斷層泥，斷裂在縱向和橫向上均具有明顯的分帶分段現象，可大致分為北東段和南西段。

1）茶園坡一帶剖面

剖面位于高橋鄉茶園坡附近，斷層發育在三疊系巴東組（T2b）灰巖與泥盆系寫經寺組（D3x）黃褐色砂巖、砂質泥巖之間，斷層產狀為130°∠65°。斷層上盤為灰巖；下盤為砂、泥巖互層。擠壓構造帶寬約30m，帶內發育不同方向的節理面。構造巖帶堅硬致密，斷面上發育擦痕和張性裂隙，根據擦痕和地層接觸關系判斷，斷裂活動性質以正斷為主。野外觀察判斷，該處斷層至少在第四紀中晚期沒有明顯活動跡象。

2）溪丘灣鄉加油站剖面

在溪丘灣鄉加油站可見一發育在三疊系巴東組（T2b）泥巖和泥質砂巖中的斷層，主要切割巴東組紫紅色砂巖、泥巖，斷層產狀為160°∠30°。斷層上盤為紫紅色砂巖，夾有泥巖；下盤的中下部以紫紅色泥巖為主，頂部為紫紅色砂巖。斷層構造帶上寬下窄，寬度約2m。根據斷層上、下盤地層對比，斷層的最新活動為逆斷性質，垂直斷距約為3m。

3）涼風埡一帶剖面

在涼風埡一帶可見一斷層，發育在三疊系巴東組（T2b）灰巖和灰黃色泥質砂巖中。斷層上盤為有輕微變形的灰巖，下盤的中下部以紫紅色泥巖為主，頂部為紫紅色砂巖，斷層產狀為350°∠50°。斷裂活動表現為寬約20 m、變形強烈的破碎帶，內部發育斷層構造巖。斷層在地貌上形成高約50m、走向60°的斷層陡崖。斷面上發育斷層擦痕，側伏角近90°，根據擦痕和斷層上下盤地層的接觸關系，判斷該斷層為逆斷性質。構造帶內物質膠結良好，堅硬致密。從剖面附近的宏觀地貌和斷層兩側的巖性分析，該處斷層陡崖的形成可能是由于兩側的巖性不同而有差異風化侵蝕所造成的。

高橋斷裂帶在遙感圖像上線性影像清晰，沿溝谷、埡口、凹槽狀地形及陡崖展布；地貌上西北側高且坡陡，峰高一般1 700～2 300m，東南側相對低緩，峰高1 500～1 800m。

區域重力及航磁資料表明，高橋斷裂帶位于重力均衡正、負異常以及正、負磁異常交接地帶，尤其在古夫至龔家橋一線這種異常表現更為明顯。人工地震測探揭示，古夫一帶存在西升東降、斷距達1.5km 的斷裂，說明高橋斷裂帶不僅走向延伸規模大，而且向地下也有一定的延伸深度。

2 樣品斷層泥的采集與實驗

結構與成分是表征斷層泥特征的兩個重要方面。結構特征不僅反映了斷層活動的類型和強度，而且也反映了斷層泥的形成和演化環境；斷層泥的物質成分是斷層形成與演化的結果與記錄，反映著斷層的物質組成和來源以及所經歷的地質變化和化學變化。為了解樣品斷層泥的結構特征和物相，在中國地質大學（武漢）材料與化學分析測試中心和地質過程與礦產資源國家重點實驗室分別進行了樣品斷層泥的粒度分布測試和X 射線衍射分析。

2.1 樣品斷層泥的采集

嚴格按照地質學采樣要求，進行現場樣品采集。首先分清斷層帶結構，查明斷層帶、上盤和下盤，應用手持GPS測定取樣點的位置。選好取樣剖面，放上皮尺或卷尺，準確記錄所取樣品的地點。取樣時要清除外層風化的巖土體，自下而上取新鮮巖土體大約1kg，裝在準備好的樣品袋中避光保存，同時做好野外樣品采集記錄。基于此采樣原則和流程，在目標斷裂上共取得斷層泥樣品5個（表1）。

表1 樣品斷層泥描述Tab.1 The description of fault gouges

2.2 樣品制備

1）斷層泥的粒度分布測試是將斷層泥樣品溶于蒸餾水，加入適量分散劑（六偏磷酸鈉），在超聲波振蕩儀中振動20min后進行測試。

2）X 射線衍射分析則采用非定向全巖試樣，直接將樣品置于瑪瑙研缽中研磨成微米粒級細小顆粒，置于樣品架凹槽中，采用背壓法制備試樣。

2.3 測試方法

1）粒度分布測試。樣品的粒度分布測試采用美國LS230激光粒度分析儀，數據準確度誤差＜1%，精確度誤差＜1%。

2）X 射線衍射分析。樣品的X 射線衍射分析采用荷蘭X’Pert PRO Dy2198型粉晶衍射儀完成。入射光源為Cu靶Kα線，Ni片濾波，X 光管工作管壓為40kV，管流為30mA；使用連續掃描方式，掃描速度10°／min。

3 斷層泥礦物組分分析

X 射線衍射分析結果表明，高橋斷裂大部分斷層泥樣品的的母巖礦物組分主要為石英、方解石、長石等，粘土礦物以層狀硅酸鹽，如綠泥石和伊利石等為主。部分樣品中含有較高含量的白云石及微量鐵礦物（主要是赤鐵礦，見表2）。

在X 射線衍射圖譜中，石英、方解石和白云石等多個標志性反射峰清晰可辨；粘土礦物以伊利石和綠泥石為主，相對來說其反射峰強度都不是很大（圖1）。研究斷層泥中粘土礦物成分有助于確定斷層的滑動方式，前人實驗表明，當斷層泥粘土含量減少時，滑動方式則由穩滑變為粘滑。一般來說，粘土礦物在斷層泥中的絕對含量，伊利石大于50%，蒙脫石大于15%，即可抑制斷層粘滑作用的發生［7］。而高橋斷裂樣品斷層泥礦物組分測定結果顯示，伊利石的絕對含量介于5%～20%之間，所以，對斷層的粘滑是有利的。

表2 斷層泥礦物組分Tab.2 The mineral composition of fault gouges

圖1 斷層泥X 射線衍射圖Fig.1 The X－Ray Diffraction phase of fault gouges

4 斷層泥粒度分維特征

4.1 樣品斷層泥的粒度分布

按照前述實驗方法對高橋斷裂所采集樣品進行粒度分析測試，根據易順民等［8］提出的斷層泥粒度分布取值區間，結合本文樣品斷層泥的粒度分布特征，得到結果如表3所示。粒度測試結果表明，樣品斷層泥顆粒大小主要集中在1～3.9、3.9～15.6和15.6～31.3μm 3個等級，平均粒徑（Dav）在7.2～13.977μm 之間，樣品中大于62.5 μm 的顆粒較少。高橋斷裂帶北東段（GQ－1，GQ－3，GQ－6）的樣品斷層泥粒徑比南西段（GQ－8，GQ－10）偏小，也說明了該斷裂的分段性。

4.2 斷層泥粒度成分的分維計算方法

對斷層泥的分形研究表明，斷裂破裂過程具有統計自相似性，斷層泥粒度分布具有分形結構特征［9］。自Sammis等［3］創立“粒徑法”確定碎裂巖的分維值D后，國內學者對斷層巖分維法進行了進一步研究，形成了圖像分析法和篩選法等多種方法［10］，篩選法以簡單易行、精度高、不受樣品膠結程度限制等被廣泛用于斷層泥分形研究中。

按照分形的定義，在分形集中，若某一集合關于標度ε具有自相似性，且在標度ε度量下的個數為N，則有：

式中，D即為分維值。設斷層泥顆粒的粒徑為r，M（r）為粒徑小于r的顆粒累計質量，M為樣品總質量，M（r）／M就是粒徑小于r的顆粒的累積百分含量。如果

即有：

經過推導可得［8］：

如果M（r）／M和r在雙對數坐標圖上具有很好的線性關系，則表明其粒度分布具有分形結構。這樣，只要在M（r）／M與r的雙對數坐標圖上用最小二乘法擬合直線段的斜率b值，即可由上式求出斷層泥粒度成分的分維值D。

表3 斷層泥粒度分布／%Tab.3 The grain size distribution of fault gouges／%

4.3 斷層泥粒度分析結果與分維值

從斷層泥粒徑含量M（r）／M和相應粒徑r的雙對數坐標圖（圖2）可以看出，當粒徑＜3.9 μm 時，斷層泥累計百分含量較為離散，整體線性關系不好，即在此粒徑范圍內，分形不明顯。當粒徑介于3.9～62.5μm 時，線性關系顯著，說明高橋斷裂在此斷層泥粒徑范圍內具有較好的分形結構特征。

根據圖2中斷層泥分形特征和斷層泥存在分形結構的標度區間，按照前述斷層泥分維數D值的計算方法，對高橋斷裂帶的5個樣品斷層泥粒度分別進行分維數D值的計算，其結果如表4。

圖2 斷層泥粒度在雙對數圖上的分布Fig.2 Diagrams showing the M（r）／M of fault gouges

表4 斷層泥分維值Tab.4 The fractal dimensions of fault gouges

從表4的結果分析，高橋斷裂帶的斷層泥粒度的分維值在2.20～2.67；相關系數（R）在0.91～0.93，平均相關系數達0.92。良好的線性關系表明，斷層泥粒度的分形結構是客觀存在的。

5 斷層泥分維的地震地質意義

綜合考慮高橋斷裂特征、地震活動性以及斷層泥的組分和粒度分維值，以期進一步探討、研究斷層泥分維的地震地質意義。

1）由高橋斷裂斷層泥粒度分維值分析結果，對比前人對活動斷層帶內斷層泥分維值與斷層活動關系的研究成果，對高橋斷裂的活動性進行分析。國內許多學者發現，斷層泥在一定的標度內不僅具有分形結構特征，而且其粒度分維值的大小反映了斷裂活動方式。以粘滑為主的斷裂，斷層泥由斷層快速運動形成，其粒度分維值小于2.7；以蠕滑為主的斷裂，斷層泥由斷層長時間緩慢反復研磨形成，其粒度分維值大于2.8；若分維值在2.7～2.8，則認為斷層的粘滑與蠕滑相當［11］。因此我們可以認為，高橋斷裂的運動方式是以粘滑為主。高橋斷裂帶北東段（GQ－1，GQ－3，GQ－6）樣品斷層泥的平均分維值為2.46，略大于南西段（GQ－8，GQ－10）的平均分維值2.35，說明北東段活動性較南西段弱，更為穩定。

2）研究表明，粘土礦物的含量和組合反映了斷層活動的物理化學環境和活動方式，同時斷層泥中粘土礦物的存在對斷層帶的強度和滑動特征有重要影響［12］。沿高橋斷裂帶由北向南5 個斷層泥樣品的粘土含量與斷層泥粒度成分分維值曲線（圖3）表明，斷層泥粒度成分分維值與粘土含量總體上具有一致的變化趨勢。高橋斷裂帶斷層泥的粘土礦物含量一般低于35%，并且主要礦物為不具膨脹性的綠泥石和伊利石，這樣的物質組成有利于斷裂的粘滑運動。

圖3 高橋斷裂帶斷層泥中粘土含量與分維值變化曲線Fig.3 The change curves of the clay contents and fractal dimensions of fault gouges

3）在三峽水庫蓄水前的40多年中，高橋斷裂帶及鄰近地區共記錄到ML≥1.0地震26次，其中ML2.0以下地震占77%，表現出地震頻次低、強度弱的特點，說明該地區屬于弱震活動帶。自三峽水庫蓄水以來，由于庫水荷載和滲透等作用，沿高橋斷裂帶地震活動有明顯增加，蓄水后地震活動在空間分布上主要集中在高橋斷裂的南西段。

水庫地震按成因大致可分為構造型和非構造型2大類［13］。對于構造型地震，先存的斷裂構造是發震的主要原因。非構造型地震又可分為巖溶塌陷型地震、巖溶氣爆型地震、礦塌型地震和層間滑動型地震［14］，庫水在其中占據主導作用，這些地震的發生與斷裂構造關系不大，是蓄水“誘發”了地震。三峽庫區巴東段的地層巖性主要為三疊系中厚層灰巖和白云質灰巖，巖溶十分發育，容易形成庫水向深部滲透的通道，為巖溶型水庫地震的發生提供了有利條件。在官渡口、東穰口等地區，除巖溶型地震外，地震還與裂隙帶的滑動密切相關。而在巴東庫段的上三疊系和下侏羅系地層中有香溪煤系，前期采礦留有深埋的采空區，蓄水后在重力影響下巖體失穩而誘發地震。綜合分析，三峽水庫蓄水后高橋斷裂下盤的地震活動主要屬于巖溶型、層間滑動型和礦塌型水庫地震，即非構造型水庫地震。考慮到高橋斷裂帶的活動性，其上盤的地震活動應不排除構造型水庫地震的可能。

6 結 語

高橋斷裂是三峽工程庫首區一條規模較大的斷裂，新構造運動以來該斷裂活動強度較弱。在一定的標度區間內對該斷裂帶不同地段的斷層泥樣品進行分形研究得出，斷層泥分維值在2.20～2.67之間變化。根據前人研究成果，斷層泥分維值的大小可以反映出斷裂的活動方式，據此我們認為，高橋斷裂運動方式是以粘滑為主。斷層力學性質和斷層泥分維計算均表明，該斷裂具有分段性，結合斷裂附近的地震活動，北東段較南西段穩定。根據樣品斷層泥的礦物組分分析結果，高橋斷裂帶斷層泥的粘土礦物含量一般低于35%，并且主要礦物為不具膨脹性的綠泥石和伊利石，這樣的物質組成有利于斷裂的粘滑運動。

雖然歷史上秭歸盆地西部地震活動性較弱，但1979年龍會觀5.1級地震以及2000年高橋3.6級地震等都與高橋斷裂帶有關，這說明高橋斷裂具有一定的孕震能力。以粘滑為主的活動方式利于應力應變能量的積累，而且三峽工程前期論證將該區域列為潛在的地震危險區，給定的震級上限為5.0～5.5級。蓄水后該區域地震活動明顯增強，2013－12－16巴東5.1級地震也發生在斷裂附近。綜合上述，在蓄水位周期漲落影響下，該區域不排除未來有發生中強地震的可能。

致謝：本文在野外地質調查和成文過程中得到中國地質大學周舟和曾廣乾、中國地震局地震研究所張鑫和邢立輝的幫助，在此一并致謝！

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