同沉積斷層研究綜述*

劉 陽 盧全中② 占潔偉② 劉 聰②

(①長安大學地質工程系， 西安 710054， 中國) (②長安大學西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室， 西安 710054， 中國)

0 引 言

同沉積斷層最早是在20世紀30年代晚期的石油勘探過程中被辨認出來的，其顯著特征是同一地層單元，下降盤地層厚度比上升盤大。最開始該類型斷層被稱為沉積斷層(depositional faults)和推進斷層(progressive faults)，后來Barakat(1960)將維也納盆地中的同沉積斷層(Synsedimentary fault)和沉積后斷層(Postsedimentary fault)進行了區分(王燮培等， 1990)。隨后Hardin et al.(1961)提出了同生斷層的概念，并推薦使用該術語定義該類型的斷層。同年Ocamb(1961)提出了生長斷層的概念，即落差隨著深度增加而增大，且下降盤地層厚度比上升盤地層厚度明顯增大的斷層。在同沉積斷層研究過程中多種術語交互使用，時至今日，也沒有一個統一的叫法。這些術語本質上均是定義了一種沉積活動與斷裂活動同期進行而形成的特殊構造形式。同沉積斷層包含了沉積學與運動學兩方面的含義，相比于生長斷層等名稱，其內涵更加豐富，使用同沉積斷層來描述該類型斷層更為貼切。

20世紀60年代，學術界對同沉積斷層的研究主要集中在對其平剖面特征的描述以及野外識別上，對同沉積斷層活動性的定量描述及其與盆地形成的關系也進行了初步探索。20世紀70年代以后，隨著石油勘探領域的深入發展，同沉積斷層的研究更趨于理論化和定量化，同時數值模擬和物理模擬實驗也有了很大的進步(崔曉玲等， 2013)。國外對同沉積斷層的研究主要集中在墨西哥灣岸地區和尼日爾三角洲油田等區域，我國對于同沉積斷層的研究主要集中于油氣儲藏盆地以及主要產煤區和礦區，如渤海灣油區、柴達木盆地、冀中坳陷等(楊克繩等， 1985； 程小久， 1994)。同沉積斷層的研究主要服務于石油、天然氣、煤田和礦產的勘探和開發領域。

同沉積斷層多發育于構造盆地的邊緣，而在盆地內部也常有規模相對較小的次級同沉積斷層發育，其影響著盆地內水系的遷移和古地貌的形成，對沉積韻律、沉積體系域以及砂體的分布具有重要的控制作用(Pickering，1983林暢松等， 2000； Petit et al.，2010； 耳闖等， 2013)。同沉積斷層下盤可形成同沉積背斜(逆牽引褶皺)和同沉積鼻狀構造(牽引褶皺)等褶曲型同沉積構造。這些褶曲型次生構造是重要的儲油氣構造。同沉積斷層兼具油氣運移通道和封堵油氣的雙重作用，且其兩盤同一地層單元厚度的差異性反映了區域構造活動的歷史(李震， 2008； 洪宇等， 2003)。同沉積斷層因其結構的獨特性、對區域沉積體系的控制性以及與儲油氣構造的密切性，長久以來受到眾多研究者的關注和重視。

本文基于大量原始文獻的查閱和整理，對同沉積斷層的基本特點、分類、形態特征、次生構造、研究方法、成因和演化理論進行了歸納總結，并結合已有構造地裂縫研究成果及特征，提出了同沉積地裂縫的概念。

1 同沉積斷層特征和分類

1.1 基本特點

同沉積斷層主要有以下5個特征：

(1)斷層面彎曲，凹向盆地方向，即向盆地斷落，且斷面傾角隨深度增加而減小。

(2)同一地層單元，下降盤地層較上升盤厚。

(3)斷距隨深度增加而增大。

(4)在同沉積斷層的下降盤常形成具有油氣圈閉作用的滾動背斜構造，也稱為逆牽引背斜(胡征欽， 1986)。

(5)同沉積斷層下降盤砂層的層數增多，單層厚度增大(王燮培等， 1990)。

以珠江口盆地番禺低隆起PY24同沉積斷層剖面為例(圖 1)。該斷層形成于拉張應力環境中，在剖面上呈現上陡下緩的鏟式正斷層形態，斷距隨深度增加而增大。斷層兩側同一地層單元，上盤地層厚度明顯大于下盤地層，且在斷層上盤多發育有逆牽引構造(薛成等， 2012)。

圖 1 同沉積斷層地震剖面特征(薛成等， 2012)Fig. 1 Seismic profile of synsedimentary fault(Xue et al.，2012)

同沉積斷層因具有獨特的構造特征而區別于一般斷層，而這些構造特征也是識別同沉積斷層的基本依據。同沉積斷層所表現出的特征是其內在孕育機制的外部體現，針對不同特征研究其內在力學、沉積學以及構造動力學機制是非常必要的。

表 1 同沉積斷層組合形式分類表Table 1 Synsedimentary fault combination form classification

1.2 分類與分級

同沉積斷層分類相對較為簡單，一般按照其所處盆地位置以及斷層兩盤的相對運動來進行分類。

按照其所處的位置分為盆地邊界同沉積斷層和盆地內部同沉積斷層兩大類，其規模、剖面形態以及形成機制均有所差異。盆地邊界同沉積斷層是追蹤盆前的一組或兩組基底斷裂發育而成的，其規模較大，且與盆地的形成密切相關(陳大賢， 1991)。盆地內部同沉積斷層與盆地內部沉積同期發育，相比邊界同沉積斷層規模較小。

按照其兩盤相對運動分為同沉積正斷層和同沉積逆斷層。同沉積正斷層即正斷性質且兼具同沉積特征的斷層，常發育于板塊拉張區或重力-張力構造環境(王寧國， 1981)。同沉積逆斷層即上盤上升，下盤相對下降的邊沉積邊活動的斷層，常發育于壓性和壓扭性盆地內，剖面上表現為同一地層單元，上盤比下盤地層相對要薄(楊克繩等， 1985)。同沉積逆斷層與同沉積正斷層因其力學機制存在較大差別，因此在沉積體系、變形特點和幾何形態等方面都有較大的不同。我國西部柴達木盆地新生代沉積中同沉積逆斷層分布較為廣泛，油氣聚集和這些斷層的伴生關系非常密切(李鶴永等， 2009)。

同沉積斷層多產生于區域拉張應力環境中，當疊加大型走滑斷層影響時，可形成兼具走滑性質的同沉積斷層。以梁家—萬昌地區同沉積斷層為例，伊通盆地邊界斷層為近北東向展布的具走滑性質的斷層，而盆內梁家—萬昌地區的同沉積斷層多為近東西向展布，兩者之間的夾角約為45°。王曉龍等(2013)應用Lowell的走滑應變橢球體模型進行應力分析，證明了盆內一系列同沉積斷層是由邊界斷層的走滑運動而形成的。徐昊清(2017)利用三維地震資料，分析了渤海海域遼東地區的斷裂體系發育特征，認為渤海灣盆地中的負花狀同沉積斷裂構造，是區域伸展拉張構造應力疊加了郯廬斷裂的走滑作用后形成的。

按照斷裂的規模、形成演化特征以及對人類工程活動的影響可將斷裂分為不同的等級。陳少軍等(2004)按照斷裂對盆地沉積演化的控制作用將斷裂分為5級：一級斷裂常為盆緣邊界斷裂，影響著盆地內沉積以及構造發育的進程； 二級斷裂分割形成了烴源巖區以及構造單元； 三級斷裂控制了盆地內部區域性構造圈閉帶的形成和分布； 四級斷裂影響了局部構造圈閉的形成； 五級斷裂分割了盆地內的構造圈閉(吳光大， 2007)。水利水電工程地質測繪規程(2004)，從工程應用角度，按照斷裂規模及其對應的特殊工程地質問題將其分為區域性斷層、大型、中型、小型斷層以及節理裂隙5個等級。

目前同沉積斷層的級別劃分沒有統一的標準，不同行業、不同研究區域或是針對不同的研究問題，其劃分標準也有所不同。同沉積正斷層分布較為廣泛，因而國內外對同沉積正斷層的研究較為系統和深入，對同沉積逆斷層的研究相對較少，今后同沉積逆斷層的相關研究仍有待加強。

1.3 形態特征

同沉積斷層在形成過程中受到構造應力、地層巖性和重力調節等因素的影響，從而在平面和剖面上呈現出不同的形態和組合形式(表1)。

同沉積斷裂在平面上組合樣式多種多樣，根據其平面形態主要分為梳狀斷裂系、帚狀斷裂系以及平行或雁行狀斷裂系等(林暢松等， 2003)。常艷艷(2011)將我國遼中凹陷古近系同沉積斷裂的平面形態分為梳狀、帚狀、叉狀、雁列狀4種(圖 2)。張博(2009)將番禺天然氣區同沉積斷裂平面組合形式總結為分支復合以及雁行排列。此外，還有“人”或“之”字形斷裂系統(單敬福等， 2010)。

圖 2 同沉積斷層平面組合形式(常艷艷， 2011)Fig. 2 Synsedimentary fault plane combination forms (Chang， 2011) a. 梳狀； b. 帚狀； c. 叉狀； d. 雁列狀

邊界同沉積斷層與盆地內同沉積斷層在剖面形態上有所不同。邊界同沉積斷層的斷面基本形態有勺形、椅形、階形和坎形4種(陳大賢， 1991)。針對盆地內同沉積斷層的剖面組合形式，不同學者的分類也有所不同。崔曉玲等(2013)將同沉積斷層的剖面形態總結為“多”形(骨牌式)、同向“Y”形(“帚狀”)、反向“Y”形(反“帚狀”)及復合“Y”形(負花狀)等。常艷艷(2011)將同沉積斷裂的剖面組合形式分為馬尾狀、羽狀、平行斷階狀和復合Y字形4種。對比已有的分類，可將其概括為以下4種典型剖面組合形式，分別為平行斷階形、同向“Y”形、反向“Y”形以及復合“Y”形(圖 3)。

圖 3 盆地內同沉積斷層剖面形態(崔曉玲等， 2013)Fig. 3 Synsedimentary fault profiles in the basin (Cui et al.，2013) a. 平行斷階形； b. 同向“Y”形； c. 反向“Y”形； d. 復合“Y”形

同沉積斷層在平剖面上的不同特征是其內在形成力學機制的外在體現，但目前針對其不同平剖面組合形式的力學機制的研究相對較少。同沉積斷層的形態特征與油氣成藏和運移、砂體分布以及盆地形成演化關系還有待系統研究。

2 次生構造——滾動背斜

同沉積斷層在其形成和演化過程中往往形成次級斷裂、滾動背斜以及同沉積鼻狀構造等次生構造，其中滾動背斜(也稱為逆牽引背斜或逆牽引構造)因分布廣泛，且為重要的儲油氣構造，因而受到眾多研究者的青睞，研究也最為深入(鐘延秋等， 2006； 鄭東孫等， 2014； Tanner et al.，2017)。

在下剛果—剛果扇盆地構造圈閉類型的油氣田中，屬背斜圈閉的油氣田有141個，可采儲量為91605.75×104t油當量，占構造圈閉儲量的99%(劉瓊等， 2013)。在尼日爾三角洲的油田中，多數與生長斷層及其伴生的滾動背斜有關，非背斜油氣藏很少(侯高文等， 2005)。滾動背斜與同沉積斷層相伴生，為油氣成藏提供了有利場所。

滾動背斜常發育于拉張作用下的同沉積正斷層的上盤(黃晶， 2017)。陳大賢(1991)將同沉積斷層的伴生構造組合樣式總結為以下4種：因斷裂拉伸，斷層兩盤出現空隙帶，斷層上盤巖層為填補空隙，在重力作用下發生塑性變形，向空隙方向逐漸坍塌、回傾，從而使巖層彎曲形成滾動背斜； 當上盤巖層巖性脆性較強，則可形成與主斷層傾向相反的反向派生斷層； 當斷層兩盤結合緊密，無明顯空隙帶時則產生正牽引構造； 當地層中的應力大于地層極限破壞強度時則產生相應的同向派生斷層(圖 4)。

圖 4 同沉積斷層及其伴生褶皺組合樣式(陳大賢， 1991)Fig. 4 The synsedimentary fault and its associated fold pattern(Chen，1991) a. 逆牽引構造(滾動背斜)； b. 反向派生斷層； c. 正牽引構造； d. 同向派生斷層

由于斷層上、下盤地層巖性和厚度的不同以及差異壓實的作用，在砂巖和泥巖之間的變化帶常可形成彎曲帶，沿此也可產生正斷層及逆牽引背斜。此外，塑性巖層(巖鹽、石膏及軟泥巖)流動上拱也是滾動背斜的一種常見成因(陳發景， 2008)。祁大晟(1993)對滾動背斜的形成做了相應探討，其認為滾動背斜的形成可分為兩期：第1期為區域引張，形成正斷層； 第2期為區域性擠壓，從而形成滾動背斜。黃晶(2018)通過物理模型實驗，對滾動背斜的形成演化機制進行細致的分析，實驗結果表明滾動背斜是在區域拉張的應力環境下形成的，且其主要受主斷裂(正斷層)控制，屬于正斷層相關褶皺。陳書平等(2013)通過對沾車地區滾動背斜研究認為斷面形態、斷層伸展量和沉積作用對滾動背斜的形成具有重要作用。滾動背斜是油氣圈閉的有利構造形式主要體現在兩個方面：一方面滾動背斜常發育在與生油中心相鄰的斜坡地帶； 另一方面它又與構造斷層緊鄰，斷層既可作為油氣運移的通道同時也影響著滾動背斜的閉合程度(陳書平等， 1999； Zhang et al.，2010)。

滾動背斜的形成與演化，對于油氣的生成、運移、儲集都有著至關重要的作用，因而對其進行更加深入的研究是很有必要的。

3 研究方法

同沉積斷層的研究方法多種多樣，主要有野外露頭觀測、地震剖面解譯、定量研究方法、圖解法、數值模擬法、物理模型試驗以及理論分析等。每種研究方法的適用領域也有所不同，各方法既自成體系又相輔相成。隨著科學技術的發展以及研究問題的復雜化和深入化，研究方法也趨于綜合化和精細化。

野外露頭觀測和地震剖面解譯法均用于同沉積斷層的識別及其形態特征的研究，是同沉積斷層研究工作的基礎。在同沉積斷層研究初期，受當時勘探技術發展的制約，對同沉積斷層的識別主要以野外天然露頭觀測為主。野外露頭觀測可獲得斷裂剖面形態、斷距、填充、膠結和沉積歷史等信息。Elliott et al.(1981)曾對露天煤礦中同沉積斷層的天然露頭進行了現場測繪，對同沉積斷層的形態特征有了直觀的認識。天然露頭觀測具有直觀、信息全面且細致的優點，但自然界中天然露頭較少，且深部特征難以觀測到。隨著勘探技術的發展，地球物理勘探逐漸應用于同沉積斷層的研究。Burhannudinnur et al.(1997)基于地球物理勘探剖面的解譯，對同沉積斷層深部的幾何形態以及變形特征進行了研究。通過地球物理勘探的手段可以獲得斷層深部特征，探測到隱伏的同沉積斷層，但探測結果的準確性以及精度受解譯水平和探測技術的影響。近年來，隨著地球物理勘探解譯精度的提高，高分辨率三維地震探測逐漸用于同沉積斷層幾何形態的研究(Catherine， 2008)。

同沉積斷層的定量研究方法主要有生長指數法、(古)滑距法、正斷層拉張量計算法、古落差法、滑脫深度計算法和斷層活動速率法等(趙勇等， 2003； 陳剛等， 2007)。定量研究方法主要應用于斷層活動強度以及活動歷史的研究。Thorsen(1963)對美國路易安那州多條同沉積斷層的斷距與深度的關系進行了統計分析，提出了生長指數的概念。生長指數為斷層兩盤同一地層單元，下降盤厚度與上升盤厚度的比值，可衡量斷層的活動強度，因其概念簡單且意義明確從而應用最為廣泛。但要真實反映斷層的活動強度需滿足各地層單元沉積速率相等，這樣才能直接用生長指數判定斷層在不同時代活動性的相對強弱(趙孟為， 1989)。因生長指數法在實際應用中具有一定局限性，更多定量研究方法涌現出來，主要包括古落差法、斷層活動速率法、(古)滑距法以及正斷層拉張量計算法、滑脫深度計算法等(趙勇等， 2003； 陳剛等， 2007)。但上述方法均未考慮地層沉積壓實的影響，因而不能完全真實地反映斷層活動的強弱。占王忠等(2010)提出了斷層視活動與真實活動速率的概念，考慮了地層壓實作用，對斷層真實活動參數進行了推導，其認為斷層的真實活動速率大于按照傳統定量研究方法所獲取的斷層“視活動”速率； 研究斷層為逆斷層時，則剛好相反。雷寶華(2012)對各種方法的應用范圍以及優缺點進行了系統闡述。各種定量研究方法均有其局限性，綜合多種方法對斷層的活動強度進行評價可使結果更為準確。

圖解法是一種直觀的研究方法，將同沉積斷層要素或歷史演化階段以圖的形式表現出來，用以直觀表現或解釋其歷史時期的活動強度以及演化歷史。同沉積斷層研究中常用的圖有斷距-深度關系圖(T-Z圖)和斷層活動歷史演化圖。T-Z圖是研究同沉積斷層活動歷史的常用手段，但其對地震剖面解譯精度要求較高。T-Z圖是斷層落差與深度的二維折線圖，圖上坡度的形態和變化特征直接反應了斷層的活動性質(張焱林等， 2010)。Cartwright et al.(1998)通過高分辨率地震勘探剖面解譯得出的T-Z圖，分析了德克薩斯州17條斷層從晚更新世至全新世的活動歷史，發現該斷裂帶從晚更新世到全新世具有多旋回生長的特點。張焱林等(2010)對T-Z圖的原理以及應用進行了系統的闡述。斷層活動歷史演化圖是通過沉積學、地層沉積學以及露頭觀測、巖性對比等方法進行綜合研究后，將斷層活動演化的各個階段以圖的形式表現出來。Bhattacharya et al. (2001)通過對美國猶他州同沉積斷層露頭分析，采用地層層序學、動力恢復的方法對其活動歷史進行了重建。Wignall et al. (2004)采用相似方法對愛爾蘭島西部的同沉積斷層的活動歷史進行了重建(圖 5)。

圖 5 愛爾蘭島Moher懸崖同沉積斷層系統活動歷史重建 (Wignall et al.，2004)Fig. 5 Historical reconstruction of syndepositional fault system in Moher cliff， Ireland(Wignall et al.，2004)

數值模擬法以及物理模型試驗常用于同沉積斷層及其次生構造形成演化機制的研究。Crans et al. (1980)通過物理模型試驗提出了一種基于重力滑動的三角洲地質力學模型，可以定量再現與同沉積斷層相關的主要特征參數，如相鄰斷層間距、最大硬化區域長度、基底摩擦力的減小系數等。Mauduit et al. (1998)通過物理模型試驗的方法，用砂子模擬上覆松散沉積物，硅膠樹脂模擬下伏滑脫層，還原了滾動背斜的形成演化全過程。Maillot et al. (1998)通過三維張量模型對斷層的生長進行了模擬。Chu et al. (2015)通過物理模型試驗對臺北都會區山腳同沉積斷層進行了模擬，并通過離散元軟件PFC2D對模型試驗結果進行了驗證，結果表明數值模擬與模型試驗結果具有較高的吻合性，并最終將離散元模型應用于實際同沉積斷層的模擬。數值模擬法以及物理模型試驗可以重現斷層活動的全過程，但由于邊界效應以及尺寸效應等因素的影響，多數物理模型不能實現對實際地質模型的完全還原，因而仍具有一定局限性。

理論分析法是一種綜合的研究方法，以野外露頭觀測、地球物理勘探以及鉆探等資料為研究基礎，地層層序學、沉積學和構造地質學為理論依據，對同沉積斷層活動強度、活動歷史、形成演化規律、古地貌(構造坡折帶)對于沉積體系影響、油氣成藏等問題進行研究。梁富康等(2011)根據斷層的活動變化特點并結合區域物源分析，系統地討論了冀中坳陷深縣凹陷地區的生長斷層對該區沉積格局的控制作用。萬濤等(2010)依據地質錄井、巖芯壓汞測試和地層測試等資料，應用生長斷層活動性和封閉性的定量評價、巖石薄片分析等方法，對車西洼陷南坡油氣成藏和富集的主控因素和規律進行了研究。李陽等(2002)通過基準面分析以及層序分析的方法構建了高分辨率的地層結構，進而劃分出3種層序樣式，分別為生長斷層型、構造坡折型、濱岸緩坡型。林暢松等(2000)對“構造坡折帶”的概念進行了系統闡述，并認為其在層序分析和油氣勘探中具有重要意義。李娟等(2018)基于地球物理勘探資料，通過斷層古滑距、滑動速率法對蘇丹Muglad盆地凱康坳陷生長斷層活動特征與油氣成藏模式進行了研究。

隨著同沉積斷層研究的深入，多種方法聯合使用進行同沉積斷層的綜合研究將成為同沉積斷層研究的發展趨勢。

4 形成和演化理論

從動力學角度考慮，同沉積斷層有兩種成因：一種是構造成因，主要指由基底斷裂活動對上覆沉積蓋層產生影響，并在蓋層中延伸。這類斷層是在追蹤盆前的一組或兩組方向的基底斷裂發育起來的，規模大且常常卷入基底。另一種為重力成因，即認為沉積蓋層自身的重力以及由此產生的重力滑動、沉積壓實和塑性流動是造成同沉積斷層的主要因素(王燮培等， 1990； 孫冬勝， 1995)。王燮培等(1990)將重力成因又細分為單斜撓褶帶的重力滑塌、重力蠕動滑移、差異壓實、差異負荷和薄皮滑動。該成因類型斷層多為中、小型規模，且廣泛發育于沉積蓋層中(孫冬勝， 1995)。此外，高孔隙壓力也可引起同沉積斷層作用。在快速沉積的厚層泥巖系中，孔隙壓力大于靜水壓力，從而導致大規模以泥質巖為核的背斜和伴生的同沉積斷層形成(程小久， 1994)。

專門針對同沉積斷層的生長和連接方面的研究較少，較多研究集中于廣義斷層的研究。Wilkins et al. (2001)對斷層擦痕和羽狀節理進行了統計研究，其認為斷層發育的最終長度與其初始長度有關，斷層后期在長度方向的發育很有限。Walsh et al. (2002)認為斷層在長度方向上有一個快速的增長階段，之后基本保持不變，而斷層最大位移量則以近于恒定的速率持續增長。闕曉銘(2013)對斷層生長連接的研究歷程以及成果進行了系統的總結。在斷層生長過程中，斷層之間的重疊區域會對斷層的生長起到限制作用，斷層端部隨著斷層的持續生長會產生應力集中，當應力足夠大時則會發生斷層的生長連接(Childs et al.，2003)。劉東周等(2002)認為同沉積斷層分段成核、分段生長，然后追蹤連鎖為一條斷層，并將其演化過程分為斷層成核、分段生長、派生斷層形成、斷層連鎖、斷層寧靜和斷層活化6個階段。李娟等(2018)將斷層生長演化分為孤立斷裂、軟連接、硬連接和完整斷裂4個階段(圖 6)。

圖 6 斷層生長演化階段及模式圖(李娟等， 2018)Fig. 6 Evolution stages and fault growth pattern(Li et al.，2018)

5 研究新方向——同沉積地裂縫

地裂縫是一種在內外地質營力作用下，地殼淺表部土層中發生的破裂現象(Peng et al.，2008，2015; 徐繼山等， 2012； 盧全中等， 2013)，其表現形式多種多樣，常見的有地表裂縫、連續陷坑、小陡坎、緩坡、隱伏地裂縫形成的近地表破碎帶等。地裂縫是一種常見的不良地質災害，在全球范圍內分布廣泛，常對跨越其上的建筑物，產生不可逆的破壞作用，對擬建和已建成的工程產生不可估量的危害(盧全中等， 2015；Peng et al.，2018)。

在實際野外調查中，部分地裂縫也表現出同沉積斷層的性質，其發育深度一般位于第四紀沉積物中，地層錯距隨著深度的增加而增大，年代越老的地層錯距越大，斷面上陡下緩，上盤常發育有多條與主裂縫傾向相反的次級裂縫，我們將這種類型的地裂縫稱為同沉積地裂縫。同沉積地裂縫的形成多與區域構造運動和斷裂活動相關，同時人類活動對其后期活動也具有重要影響作用。

西安地裂縫是一種典型的同沉積地裂縫，具有同沉積斷層的性質，控制其影響范圍內沉積物的形成(馮希杰， 1996)。西安地區共發育有14條地裂縫，其平面展布特征表現為定向性和似等間距性，平面組合為追蹤式、雁列式和側列再現，沿走向上呈分段性，剖面上表現為裂面同步南傾且傾角相似，深部多與下伏斷層相接(圖 7)。彭建兵等(2012)將西安地裂縫的成因機制概括為：深部構造孕育地裂縫、盆地伸展萌生地裂縫、黃土介質響應地裂縫、斷層活動派生地裂縫、應力作用群發地裂縫、抽水作用加劇地裂縫、表水滲透重啟地裂縫，并認為構造因素是主導因素。西安地裂縫發育于臨潼—長安斷裂上盤，由于斷裂持續的升降運動，使得斷裂上盤以及斷裂影響帶處于一種拉張應力環境中，這種應力狀態為西安地裂縫的形成提供了良好的孕育環境。

圖 7 西安地區地質結構模型(彭建兵等， 2012)Fig. 7 Geological structure model of Xi’an area (Peng et al.，2012) F1. 秦嶺北緣斷裂； F2. 余下—鐵爐子斷裂； F3. 臨潼—長安斷裂； F4. 渭河斷裂

地震勘探資料顯示，位于西安地裂縫帶中段的地震勘探剖面a-b(位置見圖 7)存在T1、T2、T3和T4 4個典型反射層(圖 8)，其中T1為中更新統(Q2)和下更新統(Q1)之間的界面反射，T4為下更新統(Q1)和新近系(N)之間的界面反射。T1反射層垂直錯距8～32.3m， T2反射層垂直錯距8.6～54.4m， T3反射層垂直錯距18.3～61.3m， T4反射層垂直錯距32.5～83.5m。地裂縫垂直錯距隨深度增加而增加，表現出明顯的“生長斷層”特點(石明， 2009)。地裂縫在剖面上呈反向“Y”形結構，次級裂縫與主裂縫也多呈反向“Y”形結構，顯示它們均處于同一拉張構造環境中。裂縫形態上部近直立，下部傾角逐漸變緩，上盤靠近斷面處，反射層出現向下彎曲的逆牽引構造。

圖 8 西安地裂縫地震反射解譯圖(彭建兵等， 2012)Fig. 8 Interpretation of seismic reflection of Xi’an ground fissure(Peng et al.，2012)

圖 9 西安市雁塔區金滹沱探槽剖面圖(李忠生等， 2013)Fig. 9 Section of Jinhutuo trench in Yanta District，Xi’an(Li et al.，2013)

根據探槽揭露的淺部地層資料，西安市金滹沱地裂縫在淺表層也表現出同沉積斷層的性質(圖 9)。該地裂縫在距地表約10.6m處錯斷古土壤層底界，斷距為1.1m，在距地表 6.8m處錯斷古土壤層頂界，斷距約為0.8m，其斷距隨深度增加而增大。裂縫上盤向上彎曲且發育有多條反傾次級裂縫，下盤地層向下彎曲，次級裂縫傾向與主裂縫近平行。宋彥輝等(2012)通過生長指數法對臨潼—長安斷裂東段的西安金滹沱地裂縫與西段的杜陵路地裂縫的活動性進行了定量評價，并指出這兩處地裂縫的總體活動規律具有一致性，且活動程度與臨潼—長安斷裂在該區段的活動性相一致。西安地裂縫受臨潼—長安斷裂帶的控制，并與渭河盆地的沉積作用同期發生，因而表現出同沉積斷層的特征。

根據野外調查發現渭南市大荔縣鄭家莊地裂縫、臨渭區良田村地裂縫以及山西省朔州市應縣石莊村小學地裂縫等均表現出與西安地裂縫類似的同沉積斷層特征。同沉積地裂縫廣泛分布于新生代盆地和第四紀沉積物中，切割淺表部土體并形成變形影響帶，對跨地裂縫的建設工程會產生潛在危害(彭建兵等， 2012； 孟振江， 2017)，但關于同沉積地裂縫的系統研究尚未開展。

已有的地裂縫研究主要偏重于地裂縫淺表部的破裂特征、影響范圍，而對于同沉積地裂縫，其發育深度較大，地裂縫深部的特征研究目前幾乎是空白，這對地下空間開發利用日益重視的今天，開展地裂縫深部的剖面結構特征、破裂形態和影響范圍等研究工作，顯得尤為重要和迫切。同沉積地裂縫的形成與其所處的構造環境、沉積特點等密切相關，在地質歷史過程中經歷了不同的地質作用和不同的地質時期，現在看到的地裂縫是古地裂縫在不同地質時期漸變發展過來的。因此，開展同沉積地裂縫的研究工作，絕不能避開其形成的地質歷史過程。基于地質歷史過程、盆地動力特點和構造-層序-沉積分析法，開展同沉積地裂縫的發育模式、形成機制、破裂擴展過程和效應以及影響帶寬度研究，是今后構造地裂縫研究的新方向，可為地裂縫地段深層地下空間開發利用和災害防治提供地質參數和理論依據。

6 結 論

通過對同沉積斷層文獻的研究得到以下幾點認識： (1)同沉積斷層平面組合形式主要有梳狀、帚狀、叉狀、雁列狀，其邊界斷層與盆地內斷層的剖面形態有所不同； (2)滾動背斜是同沉積斷層的次生構造也是重要的儲油氣構造； (3)同沉積斷層研究方法主要有野外露頭觀測、地震剖面解譯、定量研究方法、圖解法、數值模擬法和物理模型試驗以及理論分析法等； (4)同沉積斷層成因分為構造成因和重力成因； (5)部分地裂縫也具有同沉積斷層的性質，以西安地裂縫為典型代表。

在同沉積斷層的基礎理論和研究方法上，仍有一些問題尚待解決。例如：關于壓性和壓扭性盆地內同沉積逆斷層的研究較少； 同沉積斷層的研究多以某一特定區域為研究對象，研究成果對于其他地區的適用性有待進一步研究； 現有的針對同沉積斷層活動性的定量評價方法尚不能完全真實反映同沉積斷層的歷史活動強度； 基于地質歷史過程、盆地動力特點和構造-層序-沉積分析法，開展同沉積地裂縫的發育模式、形成機制、破裂擴展效應以及影響帶寬度研究，是今后構造地裂縫研究的新方向。

今后同沉積斷層研究可從以下4個方面重點展開： (1)在已有同沉積斷層研究的理論基礎上，加強對同沉積逆斷層的研究； (2)開發和應用新技術和新方法，包括各種精細探測方法和定量評價指標等； (3)加強計算機模擬和實驗模擬方面的研究，提高模擬結果的可靠性，為同沉積斷層的理論研究和參數選取提供依據； (4)綜合地裂縫和同沉積斷層的理論成果和研究方法，對同沉積地裂縫進行系統研究。