卓燕群　S.A.Bornyakov　郭彥雙　馬　瑾　S.I.Sherman

1)中國地震局地質研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京　100029 2)　　　Institute of the Earth’s Crust， Siberian Branch， Russian Academy of Sciences，St. 128 Lermontova， Irkutsk 664033， Russia3)Department of Civil Engineering， University of Toronto， Toronto M5S1A4， Canada

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黏土實驗模擬分段剪切拉張下的偏斜角差異對汾渭裂谷帶形成演化的影響

卓燕群1)S.A.Bornyakov2)郭彥雙1，3)馬瑾1)S.I.Sherman2)

1)中國地震局地質研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京100029 2)InstituteoftheEarth’sCrust，SiberianBranch，RussianAcademyofSciences，St. 128Lermontova，Irkutsk664033，Russia3)DepartmentofCivilEngineering，UniversityofToronto，TorontoM5S1A4，Canada

汾渭裂谷帶由2組走向不同的盆地組成： 以拉張為主的NEE向盆地(或盆地系)和以右旋走滑為主的NNE向盆地。相鄰NEE向盆地(或盆地系)間的連接區(qū)由NNE向盆地和地壘組成。汾渭裂谷帶南、 北段總體走向NEE并以拉張為主， 中段總體走向NNE且具走滑兼拉張的性質。汾渭裂谷帶各段具有以下特征： 各裂谷段新生代盆地按照先南、 再北、 后中段的時間順序形成； 盆地連接區(qū)規(guī)模依中、 北、 南段遞減； 忻定盆地東端平行于裂谷帶北段走向延伸成NEE向， 西端沿逆時針方向旋轉成NNE向， 而臨汾盆地與忻定盆地呈近似反對稱的展布。但是已有模擬實驗或數值實驗均無法解釋這些特征， 原因在于它們忽略了裂谷分段性對NEE向盆地及其連接區(qū)演化的控制作用。文中結合已有地質調查資料， 基于黏土實驗和數字圖像相關方法， 觀測了在基底的分段右旋剪切拉張作用下上覆黏土蓋層的裂陷過程， 并對黏土蓋層表面的變形場時空演化進行了定量分析。實驗再現了汾渭裂谷帶的主要構造特征， 結果表明： 1)裂谷帶南、 北、 中段偏斜角(裂谷帶兩側塊體的相對運動方向與裂谷帶走向之間的夾角)的依次遞減是造成NEE向盆地的形成時間和連接區(qū)規(guī)模在各裂谷段呈現上述特征的原因。2)相鄰NEE向盆地的相互作用是形成具有右旋剪切拉張的NNE向連接區(qū)的原因。3)相鄰裂谷段之間的相互作用可能是造成忻定盆地和臨汾盆地特殊構造特征的原因。因此， 汾渭裂谷帶各段的構造差異主要源于各段偏斜角的差異。但模型還存在不足之處， 其中值得進一步完善的是模型未考慮汾渭裂谷帶先存構造的影響， 因而未能詳細模擬汾渭裂谷帶南、 北段內盆地的構造特征。

偏斜角盆地相互作用裂谷段相互作用變形場時空演化汾渭裂谷帶

0　引言

汾渭裂谷帶位于中國華北的鄂爾多斯塊體和華北平原塊體之間， 南北分別為華南塊體和陰山-燕山塊體所限(張培震等， 2003)。裂谷帶由以拉張為主的南、 北段和具右旋走滑的中段組成， 整體走向NNE， 呈S形展布(鄧起東等， 2002； 圖1)。裂谷帶主要由2種走向的盆地及其間相對隆升的地壘組成： 其中1組盆地呈NEE向， 邊界以拉張為主， 這類盆地在裂谷帶從南到北分布有渭河盆地系 (包括渭河盆地、 靈寶盆地和運城盆地)、 太原盆地和大同盆地系 (包括渾源盆地和陽原盆地等)； 另1組盆地呈NNE向， 邊界以右旋走滑為主， 如臨汾盆地和忻定盆地等。這2種走向的盆地相間排列， 形成相鄰NEE向盆地間以NNE向盆地和地壘相連接的特征。為了敘述方便， 我們將由NNE向盆地和地壘構成的連接相鄰NEE向盆地的盆地-地壘組合統(tǒng)稱為連接區(qū)， 它包括相鄰NEE向盆地的重疊部分以及其間的過渡區(qū) (地壘)， 如 圖1 所示。

圖1　汾渭裂谷帶的構造特征(改自鄧起東等， 2002)Fig. 1　The tectonic setting of the Fen-Wei rift(modified from Deng Qi￣dong et al.， 2003).黑色空心圓圈表示歷史強震震中， 旁邊數字為發(fā)震的年份； 彩色實心圓圈代表不同深度的新生代沉積中心(蘇宗正， 1988； 楊巍然等， 1995； 王乃樑等， 1996)； 左上插圖為汾渭裂谷帶周圍的活動塊體(改自張培震等， 2003)； 右側插圖為NEE向盆地(盆地系)間的連接區(qū)示意圖

已有研究表明， 華北地區(qū)中生代末期的應力場主壓應力方向為NW-SE， 主拉應力方向為NE-SW， 在此應力場作用下該地區(qū)出現NNE向的擠壓構造帶； 到了新生代后應力場的主壓應力方向轉為NE-SW， 主拉應力方向轉為NW-SE， 使原先NNE向的擠壓構造帶發(fā)生裂陷并形成現今的汾渭裂谷帶(鄧起東等， 1973； 張文佑等， 1983； 劉光勛， 1985)。震源機制解資料顯示， 現今汾渭裂谷帶所處應力場的主拉應力軸方向為N20°～40°W， 主壓應力軸方向為N50°～70°E， 且它們呈傾角<30°的近水平分布(圖2)。這與地質資料顯示的汾渭裂谷帶南段及北段在晚新生代以來的拉張方向為N15°～40°W的結果(Zhangetal.， 1998)相吻合， 說明造成汾渭裂谷帶現今變形特征的應力場與晚新生代以來主導其長期演化的應力場一致。

圖2　汾渭裂谷帶現今應力場Fig. 2　The present-day regional stress field of the Fen-Wei rift derived from focal mechanism solution.共2,327個震源機制解數據(趙理等， 1992； 徐建德， 1992； 王衛(wèi)東， 2002； 王凱英等， 2012， International SeismologicalCentre， 2012)； 底圖高程數據來自CIAT-CSISRTM網站(Jarvis et al.， 2008)； 插圖為主應力軸方位角及傾角統(tǒng)計

已有3類實驗對汾渭裂谷帶的形成機制進行了解釋： 基于泥餅實驗提出的塊體剪切拉張模型認為鄂爾多斯塊體和華北平原塊體之間形成于中生代的鋸齒狀擠壓斷裂帶， 在新生代的NW-SE向拉張作用下形成汾渭裂谷帶中NEE向拉張段與NNE向剪切段相間排列的特征(張文佑等， 1975， 1977)。徐錫偉(1990)通過黏土實驗揭示， 在基底剪切作用下， 剪切帶端部蓋層增厚是其張性區(qū)發(fā)育完善的必要條件， 并認為山西裂谷帶(汾渭裂谷帶中除渭河、 靈寶2盆地以外的部分)南、 北張性區(qū)源于中段右旋剪切產生的末端張性擴展。由此結合山西裂谷帶構造特征提出的塊體旋轉模型認為華北平原塊體相對于鄂爾多斯塊體的逆時針旋轉運動是造成山西裂谷帶中段出現右旋剪切的原因(Xuetal.， 1992， 1993)。地殼流變橫向不均勻模型認為先存地殼軟弱帶在地形重力作用下導致山西裂谷帶的拉張(Heetal.， 2003， 2004)。這3類模型都在一定程度上解釋了汾渭裂谷帶的構造特征。

汾渭裂谷帶的分段性及各段的差異表明： 1)雖然各段都存在NEE向盆地， 但這些盆地間的連接區(qū)在南段與北段小， 而在中段大。如圖1 所示， 南段的渭河盆地、 靈寶盆地和運城盆地幾乎呈平行排列的連接分布， 連接區(qū)很?。?組成北段大同盆地的陽原盆地和渾源盆地連接區(qū)也較?。?而中段的太原盆地南、 北端連接區(qū)很大， 分別包含了臨汾盆地和忻定盆地。2)從各盆地新生代的沉積年齡來看， 汾渭裂谷帶各段開始裂陷的時間不一樣， 其南段的渭河盆地及靈寶盆地在始新世開始裂陷， 運城盆地在中新世開始裂陷； 北段于漸新世開始裂陷， 而中段在上新世才開始形成(蘇宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。3)忻定盆地東端平行于裂谷帶北段向NEE延伸、 西端轉向SSW延伸， 而臨汾盆地與忻定盆地呈近似反對稱的展布， 即臨汾盆地西端沿平行于裂谷帶南段向SWW延伸， 東端轉向NNE延伸(圖1)。但是這些差異均無法用以上3類模型來解釋， 原因可能在于這些模型忽略了汾渭裂谷帶的分段性對NEE向盆地及其連接區(qū)演化的控制作用。另外， 已有模型均沒有對裂谷帶表面變形場的時空演化過程進行定量分析， 因而對裂谷帶內不同部位盆地演化的機制缺乏足夠的認識。

相鄰塊體的剪切拉張運動使其邊界出現裂陷的作用常被用來解釋大陸裂谷的形成機制。已有研究(Withjacketal.， 1986； Tronetal.， 1991； Smithetal.， 1992； McClayetal.， 1995， 2002； Cliftonetal.， 2000； Corti， 2008， 2012； Agostinietal.， 2009； Brune， 2014)指出， 裂谷的構造格局和變形特征受控于偏斜角(裂谷帶兩側塊體的相對運動方向與裂谷帶走向之間的夾角)。因此， 在主拉應力方向為NW-SE、 主壓應力方向為NE-SW的作用下， 引起汾渭裂谷帶各段變形演化出現差異的原因很可能是各段偏斜角的差異。以下我們利用黏土模擬實驗探討不同偏斜角組合下分段的剪切拉張作用是否能解釋汾渭裂谷帶的分段變形特征， 并利用數字圖像相關方法對樣品表面變形場的時空演化過程進行定量分析， 以揭示裂谷帶不同部位盆地的變形演化機制。

1　實驗設計及數據處理方法

1.1實驗設計

實驗模擬材料為產自俄羅斯伊爾庫茲克的濕黏土， 其中粒徑<0.05mm的顆粒占總質量的76.6%， 其他物理參數見表1。設備由上、 下2塊厚約1mm的底板組成， 黏土置于底板上， 底板由表面粘1層塑料網的鐵片組成(圖3d)， 以阻礙底板與黏土在加載過程中相脫離。上底板剪去1個近似鄂爾多斯塊體形狀的多邊形， 其邊緣(圖3b中的紅色折線)與汾渭裂谷帶軸線(圖1)呈幾何相似， 包括南、 中和北段， 依次用SS、 SC和SN表示(圖3b)， 它們根據汾渭裂谷帶中各盆地新生代沉積中心的擬合線(圖1)按 1︰2,000,000的比例縮小得到。上底板長邊兩側各鑲25mm高的木條以避免黏土從底板上流出。黏土厚度為25mm， 均勻地覆蓋在2底板上(圖3a， c)， 其中下底板被黏土覆蓋的部分模擬鄂爾多斯塊體， 上底板被黏土覆蓋的部分主要模擬華北平原塊體、 以及陰山-燕山塊體和華南塊體各自靠近汾渭裂谷帶部分。實驗前黏土上表面噴上黑斑點， 以提高利用數字圖像相關方法分析其變形場時的計算精度。

表1　模型參數相似比

Table1　Similarity coefficients of the model parameters

參數模型值自然值相似比黏滯系數(η)103Pa·s1021Pa·s1018密度(ρ)1.5×103kg/m32.7×103kg/m31.8重力加速度(g)9.8m/s29.8m/s21.0長度(L)0.27m5.4×105m2.0×106時間(t)2.4×103s7.8×1014s3.25×1011剪切強度(τ)47Pa1.7×108Pa3.62×106

圖3　實驗設計Fig. 3　Experimental design.

實驗中裂谷帶兩側塊體的拉張方向(表現為上、 下底板之間的相對運動方向； 圖3b)為N24°W， 這與汾渭裂谷帶現今及晚新生代以來的應力場相符。拉張方向與裂谷帶南、 中、 北段的夾角(偏斜角)依次為90°、 45°和81°， 即南段為純拉張， 而中段和北段為右旋剪切拉張。

實驗近似符合以下相似理論(Gzovskii， 1975； Sherman， 1984)：

(1)

式(1)中， Cη、 Cρ、 Cg、 CL、 Ct和Cτ分別表示黏滯系數、 密度、 重力加速度、 長度、 時間和剪切強度的相似比。根據式(1)， 通過調整模型參數， 得到表1所示的參數值。

樣品在俄羅斯科學院西伯利亞分院地殼研究所構造物理實驗室的 “斷層構造模擬實驗臺”(Bornyakovetal.， 2008)上進行加載。上、 下底板相對運動速率為0.5mm/min， 相當于實際上南、 北和中段的拉張速率分別為 1.6mm/a， 1.58mm/a和 1.13mm/a， 這與地質方法得到的南段和中段在晚上新世到第四紀期間的拉張速率分別為 1.6mm/a 和 0.5mm/a的結果(Zhangetal.， 1998)相比， 中段的拉張速率偏高， 但作為定性模型， 各裂谷段的相對拉張量符合南、 北段大， 中段小的特征。采用德國Basler AG公司制造的型號為A641f的數字攝相機以1幀/s的速度攝錄樣品表面變形過程的圖像。

需要指出的是， 盡管實驗近似符合一定的相似理論條件(式(1))， 但它并非完全的相似模型， 它只是對汾渭裂谷帶演化過程的定性模擬。比如， 實驗并未考慮垂直向應力對裂谷的影響， 野外和實驗研究揭示的先存斷層系統(tǒng)對裂谷變形的影響(鄧起東等， 1973； 劉光勛， 1985； Bellahsenetal.， 2005)也并不在實驗模擬范圍內。

1.2數據處理方法

樣品變形圖像通過以下方法進行處理： 1)用Sobel算子(Gonzalezetal.， 2010)檢測裂紋邊緣， 并識別裂紋； 2)分別沿平行和垂直于底板相對運動的方向計算裂紋的寬度和長度； 3)利用數字圖像相關方法計算樣品表面的位移場及主應變場； 4)綜合分析裂紋幾何、 位移和主應變場， 得到各裂紋演化過程中的詳細變形特征。

數字圖像相關方法是20世紀80年代發(fā)展起來的非接觸式光學測量方法(Yamaguchi， 1981； Petersetal.， 1982； Suttonetal.， 1983)， 具有面場觀測和高分辨率的優(yōu)點， 實驗中常用它來測量樣品變形場(Bonsetal.， 1995； 馬少鵬等， 2005， 2008； Bornertetal.， 2010； Dautriatetal.， 2011； Hedanetal.， 2012； 卓燕群等， 2013)。因此， 利用相機在實驗過程中連續(xù)采集的圖像并結合數字圖像相關方法對樣品表面變形場進行定量分析， 對認識樣品不同部位的變形特征及機制具有重要的作用。對于樣品變形過程中的2幅圖像， 以1幅作為參考幀， 另1幅作為變形幀。變形幀相對于參考幀的變形量通過數字圖像相關方法進行計算， 即通過模式匹配的方式尋找參考幀中的任1點A在變形幀中的對應點來實現(卓燕群等， 2013)： 1)在參考幀中以點A為中心選取若干個點組成1個模板矩陣Tr(在我們的實驗中， Tr大小為19像素×19像素)； 2)在變形幀中建立大小和位置與Tr相同的另1模板矩陣Td； 3)根據對樣品變形的假設調整Td的形狀(本實驗中假設樣品材料為連續(xù)介質)； 4)在一定的范圍內移動Td并計算其在不同位置與Tr之間的相關系數(Td的移動范圍可以通過估計參考幀與變形幀之間的位移得到)； 5)當Td與Tr的相關系數最大時， Td的中心即為點A在變形幀中的位置的最佳匹配。通過以上方法找到參考幀中各點變形后在變形幀中的位置， 便可以計算出這2幀之間樣品上各點的位移場， 從而計算出變形場。

2　實驗結果

2.1偏斜角對裂紋分布格局的影響

圖4a—c分別為實驗過程中加載至1,576s、 1,800s和2,400s時黏土層上裂紋的分布。所有裂紋走向均為NEE向(南段為N66°E， 中段為N46°～56°E， 北段為N57°～67°E)， 與裂谷帶兩側塊體的相對運動方向(N24°W)接近垂直。裂紋形成格局受偏斜角控制： 偏斜角越大， 裂谷段越先形成裂紋， 裂紋越先出現連通(南段只有1條裂紋， 即一開始就是連通的， 然后北段的裂紋出現連通， 最后是中段的裂紋出現連通)， 且裂紋連通前相鄰裂紋的連接區(qū)越小。

圖4　偏斜角對裂紋形成格局的影響Fig.4　The influence of the obliquity angle on the architecture of the fractures.a—c分別為實驗過程中加載至1,576s、 1,800s和2,400s時黏土層上裂紋的分布， d—g分別為各紅色箭頭所連接的紅色矩形框的放大圖； 圖像中每個像素對應的樣品實際長度為0.5mm； 白色虛折線為基底邊界； 白色虛線方框面積為30.6cm×30.6cm，是以下進行變形場分析的區(qū)域； b1—b10為從北到南各裂紋的編號

2.2裂紋的獨立擴展和相互作用

圖5 為1,560s至2,400s之間每隔60s各裂紋的寬度和長度的演化過程。因各裂紋總體走向與底板相對運動方向接近垂直， 故采用以下方法測量裂紋的長度與寬度； 其中長度的測量方向垂直于底板相對運動方向， 而寬度的測量方向與底板相對運動方向平行(圖5f)。由于沿長度方向上裂紋的寬度是變化的， 因此在長度方向每隔1個像素測量1次裂紋的寬度， 繼而求得圖5c與5e所示的各裂紋寬度平均值與標準差。各裂紋的平均寬度隨時間呈近線性增長(圖5c)， 但各裂紋的長度則隨時間呈現出2個逐漸過渡的階段(圖5d)： 先是短暫而快速的伸長， 繼而緩慢增長或保持不變。雖然各裂紋的長度擴展都經歷了這2個階段， 但是它們出現的時間不一樣， 如圖5d， 當裂紋b1和b10開始處于第2階段的擴展時(如1,960s時)， 其他裂紋還處于第1階段的擴展， 甚至裂紋b7和b9還沒有形成。圖5e中各裂紋寬度標準差的統(tǒng)計顯示裂紋寬度沿走向的分布在第1階段處于較均勻的狀態(tài)(此時寬度標準差處于最低值)， 而在第2階段向越來越不均勻的狀態(tài)發(fā)展(寬度標準差逐漸增大)。

圖5　裂紋寬度和長度隨時間的變化Fig. 5　The changes of the width and length of the fractures vs. time.a， b分別是加載至1,560s和2,400s時黏土層上裂紋的形狀， 白色箭頭是底板的相對運動方向， b1—b10分別是從北到南各裂紋的編號； c—e分別表示各裂紋的平均寬度、 長度及寬度標準差從1,560s到2,400s之間每隔60s的變化情況； f是裂紋長度與寬度的測量示意圖

為了分析各裂紋在第2階段的整體變形特征， 我們選取2,100s和2,400s兩個時刻裂紋的空間分布進行對比分析。如圖6 所示， 裂紋主體在拉張的同時出現順時針旋轉， 而裂紋尖端的擴展方向相對于裂紋主體出現逆時針偏轉， 這使相鄰裂紋之間逐漸出現連通。結合下面的分析， 我們將上述裂紋變形演化的第1和第2階段分別稱為裂紋的獨立擴展階段和裂紋的相互作用階段。裂紋在這2個階段的總體變形特征如圖6 中的插圖所示。

圖6　裂紋變形特征Fig. 6　Deformation of fractures.b1—b10是裂紋編號； 黑色箭頭代表底板相對運動方向； 黑色矩形框為圖9a所示范圍； 右下角的插圖為裂紋變形2個階段的示意圖， 各階段中裂紋從虛線形狀向實線形狀變化

裂紋周圍的主應變場在裂紋變形的2個階段具有明顯的區(qū)別。以裂谷帶北段連通后的裂紋b1和裂谷帶中段的裂紋b6為例(圖7)， 在獨立擴展階段， 裂紋主體部分主張應變值沿裂紋走向均勻分布， 主張應變方向垂直于裂紋走向， 而裂紋尖端的主張應變方向以尖端為中心呈弧形向裂紋尖端擴展的方向發(fā)散， 說明在獨立擴展階段各裂紋的變形以垂直于走向的拉張為主且相對獨立。而在相互作用階段， 應變沿裂紋周圍的分布表現出不均勻的特征， 這也是造成裂紋寬度分布不均勻(圖5e)并使相鄰裂紋出現連接的原因。

圖7　裂紋變形2階段主應變場的差異Fig. 7　The difference of the principal strain field between the two deformation stages of the fractures.a， b分別是加載到1,720s和2,120s時裂紋b1的圖像； e， f分別是加載至1,940s和2,400s時裂紋b6的圖像； 白色大箭頭代表底板的相對運動方向， 白色虛線代表底板邊界； c、 d、 g、 h分別與a、 b、 e、 f對應，均為相對于各自的加載時刻前20s內裂紋周圍的主應變增量場

圖8　裂紋位移的張壓分量與剪切分量隨時間的變化Fig. 8　The evolution of strike-perpendicular and strike-parallel displacement components of each fracture vs. time.

由圖7 可知， 裂紋在獨立擴展階段的變形以垂直于其走向的拉張為主， 而在相互作用階段的變形比較復雜。為了揭示相互作用階段裂紋總體的變形特征， 在所有裂紋都進入相互作用階段后的2,300～2,360s時段內， 每隔5s沿各裂紋走向計算裂紋兩側邊緣上的點的相對位移平均值， 得到各裂紋主體兩側邊緣相對運動的張壓位移分量和剪切位移分量。如圖8 所示， 裂紋主體邊界以拉張為主， 拉張量隨時間呈近線性增長(這與圖5c所示的結果是一致的)， 而剪切分量很小。這說明， 各裂紋主體在相互作用階段的變形總體上也以垂直于其走向的拉張為主。

2.3裂紋連接區(qū)的變形特征

裂紋連接區(qū)由裂紋互相疊合部分和裂紋之間的過渡區(qū)組成(圖9f)， 在裂紋變形的相互作用階段， 連接區(qū)的變形是其相鄰裂紋相互作用的結果。以裂紋b5和b6之間的連接區(qū)為例(圖9a中的黑色虛線矩形框所示)， 裂紋連接區(qū)位移矢量場如圖9b所示。其中位移水平分量場(圖9c)顯示， 裂紋過渡區(qū)的南、 北界具有左旋剪切的特征， 剪切速率為3.08μm/s； 位于裂紋過渡區(qū)東、 西側的裂紋b5和b6尖端擴展路徑分別具有0.39μm/s和0.16μm/s的拉張速率。位移垂直分量場(圖9d)顯示， 裂紋過渡區(qū)東、 西界具有右旋剪切運動， 剪切速率達7.28μm/s， 是其南、 北界左旋剪切速率的2.4倍； 而過渡區(qū)東、 西側的裂紋b5和b6尖端擴展路徑分別具有0.85μm/s和0.91μm/s的右旋剪切速率， 分別是其拉張速率的2.2倍和5.7倍。因此， 裂紋過渡區(qū)的變形主要以東、 西兩側的右旋剪切為主， 以南、 北兩側的左旋剪切為輔， 而裂紋尖端擴展路徑形成NNE向的以右旋剪切為主兼拉張的裂紋。圖9e顯示， 因調節(jié)裂紋的變形， 過渡區(qū)中主壓應變方向約為N33°E， 主拉應變方向約為N57°W， 且主拉應變值大于主壓應變值， 使過渡區(qū)拉張減薄， 并形成地壘構造。裂紋及連接區(qū)的以上變形特征示意于圖9f。

圖9　裂紋連接區(qū)的變形特征Fig. 9　Deformation field of fracture linking zone.a裂紋b5和b6分別在2,100s和2,400s時的形態(tài)， 同圖6， 黑色虛線框部分為裂紋b5和b6的連接區(qū)， 也是b—f顯示的范圍； b、 c、 d和e分別為裂紋b5和b6連接區(qū)在2,370s相對于前30s的位移矢量增量場、 水平向位移增量場(向右位移為正)、 垂直向位移增量場(向上位移為正)和主應變增量場； c中白色大箭頭及數字代表裂紋過渡區(qū)南、 北界的左旋剪切運動及速率， 黑色虛線為裂紋尖端的擴展路徑， 其兩側的黑色小箭頭及數字代表裂紋擴展路徑的拉張方向及速率； d中白色大箭頭及數字代表裂紋過渡區(qū)東、 西界的右旋剪切運動及速率， 白色虛線為裂紋尖端的擴展路徑， 其兩側的白色小箭頭及數字代表裂紋擴展路徑的右旋剪切運動及速率； f為裂紋b5和b6連接區(qū)的變形示意圖， 環(huán)形箭頭表示裂紋主體旋轉方向； b—f中的灰色區(qū)域代表裂紋b5和b6

3　討論

3.1裂谷段相互作用對盆地變形的影響

圖1 顯示， 大同盆地和忻定盆地中2個NEE向次級凹陷的SW端被疊加NNE向次級凹陷， 而這2個NEE向次級凹陷的NE端未見形成NNE斷裂貫通的現象， 這一現象與圖6 所示的在裂紋相互作用階段裂紋尖端的擴展方向相對于裂紋主體出現逆時針偏轉是不同的。為了分析產生這一現象的原因， 我們以加載到9,200s時的圖像(圖10)為例進行說明。我們認為該現象與大同盆地和忻定盆地(特別是忻定盆地)處于汾渭裂谷帶的中段與北段的連接處有關， 可能是這2個裂谷段相互作用的結果。實驗中， 中段的偏斜角為45°(剪切分量與拉張分量相等)， 而北段的偏斜角是81°(以拉張為主導)， 在底板右旋剪切拉張作用下， 中段中間的裂紋2尖端擴展出現逆時針旋轉(如圖6 中的插圖)， 而北段貫通后的裂紋尖端在早期也以平行于北段走向的方向呈直線擴展。中、 北段的相互作用體現在裂紋出現或擴展到這2段相互靠近的部位(我們稱之為中、 北段相互作用區(qū))， 即北段裂紋b1的西端(此處靠近中段)和中段裂紋b2的東端(此處靠近北段)。裂紋b2東端的擴展因為受北段以拉張為主導的變形的影響并沒有出現逆時針旋轉， 而是平行于北段向NEE擴展； 而裂紋b1西端擴展因為受中段右旋剪切變形的影響而出現逆時針旋轉。也即中段與北段相互作用的結果是使中段裂紋靠近中、 北段相互作用區(qū)的部位出現北段裂紋的變形特征， 而使北段裂紋靠近中、 北段相互作用區(qū)的部位出現中段裂紋的變形特征。因此， 裂紋b1與b2形成大寫英文字母 “F”狀的排列(圖10b)， 這與忻定盆地的形狀(圖1)是非常相似的。值得注意的是， 類似的情況亦發(fā)生在裂谷帶的中、 南段相互作用區(qū)中， 由于中、 南段相互作用區(qū)與中、 北段相互作用區(qū)具有近似反對稱的結構， 這造成裂紋b10與b9的排列剛好是 “F”旋轉180°后的形狀(圖10c)， 并與臨汾盆地南部平行于渭河盆地系向SWW延伸、 運城盆地東端向NNE延伸的特征(圖1)相似。

因此， 在不受裂谷段相互作用影響的條件下， 裂紋依照圖6 所示的2個階段進行演化。而裂紋擴展到相鄰裂谷段相互作用區(qū)后， 裂紋變形就受到相鄰裂谷段的影響而偏離圖6 所示的演化特征， 并出現圖10b和10c所示的變形特征。

圖10　加載至9 200s時黏土層上裂紋的形態(tài)Fig. 10　Deformation of fractures on the clay layer at 9 200s.a是加載至9 200s時黏土層上裂紋的形狀， 白色箭頭是基底上、 下底板的相對運動方向， b1—b10分別是從北到南各裂紋的編號， 其中b5-6是圖4c中裂紋b5和b6連通后的裂紋編號； b和c分別是橙色矩形框的放大圖

3.2實驗結果與汾渭裂谷帶其他構造特征對比

實驗中各裂谷段的偏斜角均≥45°， 生成的NEE向裂紋主體邊界以拉張為主， 這與已有的實驗研究和理論分析(Withjacketal.， 1986； Tronetal.， 1991； Smithetal.， 1992)得到的偏斜角大于某一角度(30°或45°)時裂谷帶將出現正斷層或張裂紋的結果相似， 也符合汾渭裂谷帶NEE向盆地邊界斷層以正斷傾滑為主的特征。

實驗中裂紋在各裂谷段出現的順序依次是先南段、 再北段、 后中段。這符合汾渭裂谷帶各段盆地的形成順序(蘇宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。說明偏斜角越大的裂谷段， 盆地越先形成。

實驗中裂谷帶南段只形成1條NEE向裂紋， 說明該段連接區(qū)大小為0， 北段各NEE向裂紋在連通前的連接區(qū)小， 而中段各NEE向裂紋的連接區(qū)大， 這符合汾渭裂谷帶中NEE向盆地間連接區(qū)規(guī)模從南、 北到中段依次遞增的特征(圖1)。說明裂谷段的偏斜角越大， 盆地連接區(qū)越小。

實驗中NEE向裂紋在基底的右旋剪切拉張運動下出現順時針旋轉。新生代玄武巖樣品古地磁學的研究顯示汾渭裂谷帶北段大同盆地內次級塊體自漸新世以來亦存在順時針旋轉(Liuetal.， 1983； 徐錫偉等， 1994)。雖然在汾渭裂谷帶中、 南段還缺少新生代玄武巖古地磁學的研究， 但這說明實驗結果得到了汾渭裂谷帶北段變形特征的支持。

實驗中NEE向裂紋之間的連接區(qū)形成NNE向的裂紋與地壘組成的構造， 這與汾渭裂谷帶NEE向盆地間連接區(qū)的構造(圖1)相似， 其中最突出的當屬中段包含忻定盆地和臨汾盆地的2個連接區(qū)。

實驗中裂紋過渡區(qū)的地壘構造南、 北界具有左旋剪切特征， 東、 西側具有右旋剪切特征， 這與靈石地壘和石嶺關地壘的構造特征(Xuetal.， 1992， 1993； 安衛(wèi)平等， 1995； 王乃樑等， 1996)相似。

實驗中NEE向裂紋尖端擴展形成NNE向右旋剪切裂紋， 而NNE向右旋剪切裂紋與汾渭裂谷帶中具有右旋走滑性質的NNE向盆地(圖1)相似。實驗結果說明， 在不考慮先存構造影響的條件下， 汾渭裂谷帶中連接區(qū)的NNE向盆地可能由NEE向盆地末端擴展而成， 如臨汾盆地NNE段可能由其南側的NEE段和運城盆地末端擴展而成， 忻定盆地NNE段可能由其北側的NEE段和大同盆地擴展而成。支持這一推測的證據有： 臨汾盆地和忻定盆地NNE段新生代沉積層分別比運城盆地和大同盆地新(蘇宗正， 1988； 王乃樑等， 1996； 邢作云等， 2005)。

由以上實驗結果與汾渭裂谷帶主要構造特征之間的對比可知， 分段剪切拉張模型能解釋汾渭裂谷帶的主要構造變形特征。相對于以往的模擬實驗， 本實驗具有以下的優(yōu)點： 1)通過揭示不同偏斜角對裂紋變形演化的影響還原了汾渭裂谷帶各段盆地構造在空間展布和形成時間順序上的主要差異； 2)從相鄰裂谷段之間的相互作用解釋了忻定盆地與臨汾盆地所呈現的特殊構造； 3)最重要的是實驗通過對模型表面變形場時空演化的定量分析揭示了偏斜角差異對不同裂谷段盆地演化機制的影響。

但需要指出的是， 以上實驗結果只是定性地符合汾渭裂谷帶的主要構造特征， 而并非還原整個汾渭裂谷帶。另外， 實驗還存在以下不足之處： 模型相似參數的設定還不夠合理， 各段的偏斜角設計可能還不夠準確， 忽略了先存構造的影響， 無法考慮其他次要因素的影響等。其中， 實驗模型與實際最大的差別體現在裂谷帶的南段與北段。實驗中南段只有1條裂紋， 而北段裂紋雖然在初期具有雁行排列的特征， 但很快就貫通成1條裂紋。實際上南段是由3個盆地組成的， 盆地之間還有次級地壘相隔， 而北段則具有復雜的盆-嶺構造， 但這些構造現象均沒能在實驗中模擬出來。出現這一問題的主要原因是模型的設計忽略了汾渭裂谷帶在新生代出現裂谷作用之前的先存構造， 這些先存構造在進一步的模擬中是應該被考慮的邊界條件。

4　結論

本文從已有實驗模型無法解釋的汾渭裂谷帶分段構造特征的差異出發(fā)， 利用黏土實驗模擬在基底的分段右旋剪切拉張作用下上覆黏土蓋層的裂陷過程， 并對黏土蓋層表面的變形場時空演化進行了定量分析， 實驗結果表明：

(1)偏斜角(裂谷帶兩側塊體的相對運動方向與裂谷帶走向之間的夾角)的差異是引起裂谷帶各段出現演化差異的重要原因。具體表現為： 裂谷段的偏斜角越大， 則裂紋形成越早， 裂紋之間的連接區(qū)越小， 且裂紋連通越早。

(2)裂谷帶各段的NEE向張裂紋經歷了獨立擴展和相互作用2個逐漸過渡的變形階段， 在相互作用階段相鄰NEE向裂紋趨向連接， 這是產生具有右旋剪切拉張的NNE向連接區(qū)的原因。

(3)相鄰裂谷段的相互作用使其附近裂紋變形受該相鄰裂谷段活動的共同影響， 并引起裂紋不同部位的變形出現差異。

根據實驗結果與汾渭裂谷帶現今主要構造特征的對比， 我們認為汾渭裂谷帶各段的構造差異主要來源于各段偏斜角的差異。其中盆地形成的時間順序先南段、 再北段、 后中段的特征， 以及NEE向盆地連接區(qū)在南段小、 北段次之、 中段大的特征可用偏斜角從南、 北段， 到中段遞減來解釋； 具有右旋剪切拉張性質的NNE向連接區(qū)可能是相鄰NEE向盆地相互作用的結果； 而忻定盆地與臨汾盆地的獨特構造特征可能分別是裂谷帶中、 北段相互作用和中、 南段相互作用所致。

致謝感謝2位審稿專家的建議!刁桂苓研究員提供了2,322個震源機制解數據及精定位結果， 馬少鵬教授提供了圖像采集軟件， 汲云濤博士提供了數字圖像相關方法計算軟件； 劉培洵副研究員提供了有益的建議； 本實驗在俄羅斯科學院西伯利亞分院地殼研究所構造物理實驗室完成： 在此一并致謝!

安衛(wèi)平， 蘇宗正， 程新原. 1995. 臨汾盆地的橫向斷裂 [J]. 山西地震， (3-4): 68—77.

AN Wei-ping， SU Zong-zheng， CHENG Xin-yuan. 1995. Lateral fractures in Linfen Basin [J]. Earthquake Research in Shanxi， (3-4): 68—77(in Chinese).

鄧起東， 王克魯， 汪一鵬， 等. 1973. 山西隆起區(qū)斷陷地震帶地震地質條件及地震發(fā)展趨勢概述 [J]. 地質科學， (1): 37— 47.

DENG Qi-dong， WANG Ke-lu， WANG Yi-peng，etal. 1973. Overview of the seismogeology and seismicity trend in the graben earthquake zone within Shanxi highland [J]. Scientia Geologica Sinica， (1): 37— 47(in Chinese).

鄧起東， 張培震， 冉勇康， 等. 2002. 中國活動構造基本特征 [J]. 中國科學(D輯)， 32(12): 1020—1032.

DENG Qi-dong， ZHANG Pei-zhen， RAN Yong-kang，etal. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China [J]. Science in China(Ser D)， 46(4): 356—372.

劉光勛. 1985. 汾渭地塹邊緣擠壓構造帶及其地質意義 [C]∥構造地質論叢(第4集). 北京： 地質出版社. 61—70.

LIU Guang-xun. 1985. Compressional tectonic zones on the Linfen-Weihe graben margin and its geological significance [C]∥Collection on Structural Geology(4). Geological Publishing House， Beijing. 61—70(in Chinese).

馬少鵬， 潘一山， 王來貴， 等. 2005. 數字散斑相關方法用于巖石結構破壞過程觀測 [J]. 遼寧工程技術大學學報， 24(1): 51—53.

MA Shao-peng， PAN Yi-shan， WANG Lai-gui，etal. 2005. Observation of failure procedure of rock structure using digital speckle correlation method [J]. Journal of Liaoning Technical University， 24(1): 51—53(in Chinese).

馬少鵬， 周輝. 2008. 巖石破壞過程中試件表面應變場演化特征研究 [J]. 巖石力學與工程學報， 27(8): 1667—1673.

MA Shao-peng， ZHOU Hui. 2008. Surface strain field evolution of rock specimen during failure process [J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering， 27(8): 1667—1673(in Chinese).

蘇宗正. 1988. 山西斷陷帶第四紀活動特征 [M]∥國家地震局“鄂爾多斯周緣活動斷裂系”課題組編. 鄂爾多斯周緣活動斷裂系. 北京: 地震出版社. 77—142.

SU Zong-zheng. 1988. Characteristics of Quaternary movement of Shanxi down-faulted basin belt [M]∥The Research Group on “Active Fault System around Ordos Massif” of State Seismological Bureau(ed). Active Fault System around Ordos Massif. Seismological Press， Beijing. 77—142(in Chinese).

王凱英， 馬瑾， 刁桂苓， 等. 2012. 2001年昆侖山口西地震前后山西構造帶的應力狀態(tài)變化 [J]. 地震地質， 34(4): 597— 605. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2012.04.006.

WANG Kai-ying， MA Jin， DIAO Gui-ling，etal. 2012. Stress change of Shanxi tectonic belt related to the 2001MS8.1 Kunlun earthquake [J]. Seismology and Geology， 34(4): 597— 605(in Chinese).

王乃樑， 楊景春， 夏正楷， 等. 1996. 山西地塹系新生代沉積與構造地貌 [M]. 北京: 科學出版社. 1—333.

WANG Nai-liang， YANG Jing-chun， XIA Zheng-kai，etal. 1996. Cenozoic Sedimentary and Structural Morphology in Shanxi Graben System [M]. Science Press， Beijing. 1—333(in Chinese).

王衛(wèi)東. 2002. 涇陽MS4.8地震的發(fā)震構造與破裂特征 [J]. 地震學報， 24(5): 552—555.

WANG Wei-dong. 2002. Seismogenic structure and rupture characteristics of theMS4.8 Jingyang earthquake [J]. Acta Seismologica Sinica， 24(5): 552—555(in Chinese).

邢作云， 趙斌， 涂美義， 等. 2005. 汾渭裂谷帶與造山帶耦合關系及其形成機制研究 [J]. 地學前緣， 12(2): 247—262.

XING Zuo-yun， ZHAO Bin， TU Mei-yi，etal. 2005. The formation of the Fenwei rift valley [J]. Earth Science Frontiers， 12(2): 247—262(in Chinese).

徐建德. 1992. 1989年大同-陽高6.1級震群破裂方向討論 [J]. 華北地震科學， 10(2): 50—57.

XU Jian-de. 1992. A discussion on the fracture direction of the Datong-YanggaoM6.1 earthquake group occurred in 1989 [J]. North China Earthquake Sciences， 10(2): 50—57(in Chinese).

徐錫偉. 1990. 剪切帶尾端張性區(qū)構造擴展的模擬實驗及其地震危險性分析 [J]. 華北地震科學， 8(8): 10—16.

XU Xi-wei. 1990. The soil simulated experiments of the structural development in tensile areas at the terminations of a shear zone and its earthquake risks analysis [J]. North China Earthquake Sciences， 8(8): 10—16(in Chinese).

徐錫偉， 程國良， 馬杏垣， 等. 1994. 華北及其鄰區(qū)塊體轉動模式和動力來源 [J]. 地球科學： 中國地質大學學報， 19(2): 129—138.

XU Xi-wei， CHENG Guo-liang， MA Xing-yuan，etal. 1994. Rotation model and dynamics of blocks in North China and its adjacent areas [J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences， 19(2): 129—138(in Chinese).

楊巍然， 孫繼源， 紀克誠， 等. 1995. 大陸裂谷對比 [M]. 武漢: 中國地質大學出版社. 1—51.

YANG Wei-ran， SUN Ji-yuan， JI Ke-cheng，etal. 1995. Comparison for Continental Rifts: Analysis of the Fenwei and Baikal Rift Systems [M]. China University of Geosciences Press， Wuhan. 1—51(in Chinese).

張培震， 鄧起東， 張國民， 等. 2003. 中國大陸的強震活動與活動地塊 [J]. 中國科學(D輯)， 33(增刊): 12—20.

ZHANG Pei-zhen， DENG Qi-dong， ZHANG Guo-min，etal. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China [J]. Science in China(Series D)， 46(suppl): 13—24.

張文佑， 張抗， 趙永貴， 等. 1983. 華北斷塊區(qū)中、 新生代地質構造特征及巖石圈動力學模型 [J]. 地質學報， (1): 33— 42.

ZHANG Wen-you， ZHANG Kang， ZHAO Yong-gui，etal. 1983. The Mesozoic and Cenozoic geotectonic characteristics and dynamical model of the lithosphere in North China fault block region [J]. Acta Geologica Sinica， (1): 33— 42(in Chinese).

張文佑， 鐘嘉猷. 1977. 中國斷裂構造體系的發(fā)展 [J]. 地質科學， 197—209.

ZHANG Wen-you， ZHONG Jia-you. 1977. On the developments of fracture systems in China [J]. Scientia Geologica Sinica， 197—209(in Chinese).

張文佑， 鐘嘉猷， 葉洪， 等. 1975. 初論斷裂的形成和發(fā)展及其與地震的關系 [J]. 地質學報， 17—27.

ZHANG Wen-you， ZHONG Jia-you， YE Hong，etal. 1975. Preliminary note on the origin and development of rock-fracture and its bearing on earthquakes [J]. Acta Geologica Sinica， 17—27(in Chinese).

趙理， 李志堅， 鄭斯華. 1992. 1989年10月大同地震的震源機制 [J]. 地震學報， 14(2): 251—254.

ZHAO Li， LI Zhi-jian， ZHENG Si-hua. 1992. The focal mechanism solution of Datong earthquake in October 1989 [J]. Acta Seismologica Sinica， 14(2): 251—254(in Chinese).

卓燕群， 郭彥雙， 汲云濤， 等. 2013. 平直走滑斷層亞失穩(wěn)狀態(tài)的位移協同化特征： 基于數字圖像相關方法的實驗研究 [J]. 中國科學(D輯)， 43(10): 1643—1650.

ZHUO Yan-qun， GUO Yan-shuang， JI Yun-tao，etal. 2013. Slip synergism of planar strike-slip fault during meta-instable state: Experimental research based on digital image correlation analysis [J]. Science China(Ser D)， 56(11): 1881—1887.

Agostini A， Corti G， Zeoli A，etal. 2009. Evolution， pattern， and partitioning of deformation during oblique continental rifting: Inferences from lithospheric-scale centrifuge models [J]. Geochemistry， Geophysics， Geosystems， 10(11): Q11015.

Bellahsen N， Daniel J M. 2005. Fault reactivation control on normal fault growth: An experimental study [J]. Journal of Structural Geology， 27: 769—780.

Bons P D， Jessell M W. 1995. Strain analysis in deformation experiments with pattern matching or a stereoscope [J]. Journal of Structural Geology， 17(6): 917—921.

Bornert M， Valès F， Gharbi H，etal. 2010. Multiscale full-field strain measurements for micromechanical investigations of the hydromechanical behaviour of clayey rocks [J]. Strain， 46(1): 33— 46.

Bornyakov S A， Truskov V A， Cheremnykh A V. 2008. Dissipative structures in fault zones and their diagnostic criteria(from physical modeling data)[J]. Russian Geology and Geophysics， 49: 1— 6.

Brune S. 2014. Evolution of stress and fault patterns in oblique rift systems: 3-D numerical lithospheric-scale experiments from rift to breakup [J]. Geochemistry， Geophysics， Geosystems， 15(8): 3392—3415.

Clifton A E， Schlische R W， Withjack M O，etal. 2000. Influence of rift obliquity on fault-population systematics: Results of experimental clay models [J]. Journal of Structural Geology， 22: 1491—1509.

Corti G. 2008. Control of rift obliquity on the evolution and segmentation of the main Ethiopian rift [J]. Nature Geoscience， 1: 258—262.

Corti G. 2012. Evolution and characteristics of continental rifting: Analog modeling-inspired view and comparison with examples from the East African Rift System [J]. Tectonophysics， 522—523: 1—33.

Dautriat J， Bornert M， Gland N，etal. 2011. Localized deformation induced by heterogeneities in porous carbonate analyzed by multi-scale digital image correlation [J]. Tectonophysics， 53: 100—116.

Gonzalez R C， Woods R E. 2010. Digital Image Processing， third ed [M]. Publishing House of Electronics Industry， Beijing. 649—927.

Gzovskii M V. 1975. Fundamentals of Tectonophysics [M]. Nauka， Moscow(in Russian).

He J， Cai D， Li Y，etal. 2004. Active extension of the Shanxi rift， North China: Does it result from anticlockwise block rotations？ [J]. Terra Nova， 16: 38— 42.

He J， Liu M， Li Y. 2003. Is the Shanxi rift of northern China extending？ [J]. Geophysical Research Letters， 30， 2213.

Hedan S， Cosenza P， Valle V，etal. 2012. Investigation of the damage induced by desiccation and heating of Tournemire argillite using digital image correlation [J]. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences， 51: 64—75.

International Seismological Centre. 2013. On-line Bulletin[EB/OL]. http: ∥www.isc.ac.uk， Internatl. Seis. Cent.， Thatcham， United Kingdom.

Jarvis A， Reuter H I， Nelson A，etal. 2008. Hole-filled seamless SRTM data V4. International Centre for Tropical Agriculture(CIAT)[R/OL]. available from http: ∥srtm.csi.cgiar.org.

Liu C， Kazuaki M， Sadao S. 1983. Palaeomagnetic study of some late Cenozoic basalt group from Dadong region， Shanxi Province [J]. Scientia Sinica(Ser B)， XXVI(2): 196—204.

McClay K R， Dooley T， Whitehouse P，etal. 2002. 4￣D evolution of rift systems: Insights from scaled physical models [J]. AAPG Bulletin， 86(6): 935—960.

McClay K R， White M J. 1995. Analogue modeling of orthogonal and oblique rifting [J]. Marine and Petroleum Geology， 12: 137—151.

Peters W H， Ranson W F. 1982. Digital imaging techniques in experimental stress analysis [J]. Optical Engineering， 21(3): 427— 431.

Sherman S I. 1984. Physical experiment in tectonics and theory of similarity [J]. Geologiyai Geofizika(Soviet Geology and Geophysics)， 25(3): 8—18(6—15).

Smith J V， Durney D W. 1992. Experimental formation of brittle structural assemblages in oblique divergence [J]. Tectonophysics， 216: 235—253.

Sutton M A， Wolters W J， Peters W H，etal. 1983. Determination of displacements using an improved digital correlation method [J]. Image and Vision Computing， 1(3): 133—139.

Tron V， Brun J P. 1991. Experiments on oblique rifting in brittle-ductile systems [J]. Tectonophysics， 188: 71—84.

Withjack M O， Jamison W R. 1986. Deformation produced by oblique rifting [J]. Tectonophysics， 126: 99—124.

Xu X， Ma X. 1992. Geodynamics of the Shanxi rift system， China [J]. Tectonophysics， 28: 325—340.

Xu X， Ma X， Deng Q. 1993. Neotectonic activity along the Shanxi rift system， China [J]. Tectonophysics， 219: 305—325.

Yamaguchi I. 1981. A laser-speckle strain gauge [J]. Journal of Physics E: Scientific Instruments， 14(11): 1270—1273.

Zhang Y Q， Mercier J L， Vergely P. 1998. Extension in the graben systems around the Ordos(China)， and its contribution to the extrusion tectonics of South China with respect to Gobi-Mongolia [J]. Tectonophysics， 285: 41—75.

Abstract

The Fen-Wei rift is composed of a series of Cenozoic graben basins， which extends in an S-shape and strikes mainly NNE. Two distinct types of basins are defined in the Fen-Wei rift. The NEE-striking basins(or basin system)are bounded by active faults of mainly normal slip while the NNE-striking basins are characterized by their dextral strike-slip boundary faults. The adjacent NEE￣striking basins(or basin systems)are linked by the arrangement of NNE￣striking basins and horsts that is called the linking zone in this study. The segmentation of the Fen-Wei rift shows that the geometry and the activity of different rift segments are varied. The southern and northern rift segments strike NEE and are characterized by tensile movement while the central rift segment strikes NNE with transtensional motion. Previous field surveys show that the ages of the Cenozoic basins in the Fen-Wei rift are old in the southern rift segment， medium in the northern rift segment， and young in the central rift segment. The sizes of linking zones are large in the central rift segment， medium in the northern rift segment， and small in the southern rift segment. In addition， the east tip of Xinding Basin propagates towards NEE along the northern rift segment and the west tip of the basin grows towards NNE， while the shape of Linfen Basin is almost antisymmetric with respect to the Xinding Basin. However， the previous laboratory or numerical simulations cannot explain these features because they didn’t pay enough attention to the control of the rift segmentation on the evolution of NEE-striking basins and their linking zones. In this study， based on the previous field studies， we study the fracture process of a clay layer under the segmented dextral transtension of the basement. The spatiotemporal evolution of the deformation field of the clay layer is quantitatively analyzed via a digital image correlation method. The experiment reproduced the main architecture of the Fen-Wei rift. The results show that: (1)The chronological order of basin initiation and the different sizes of linking zones in deferent rift segments are caused by the different obliquity angles(the angle between the rift trend and the displacement direction between the opposite sides of the rift)among the southern， northern and central rift segments.(2)The interaction between adjacent NEE￣striking basins leads to the formation of NNE￣striking linking zones.(3)The interaction between adjacent rift segments may cause the special distribution of Xinding and Linfen Basins. Thus， we propose that the differences of the Fen-Wei rift segments are mainly controlled by the different obliquity angles. The lack of considering the influences of pre-exiting structures leads to the limited simulation of the details within the southern and northern segments of the Fen-Wei rift. Further studies may improve the model if this is taken into account.

INFLUENCES OF OBLIQUITY ANGLE DIFFERENCE ON THE EVOLUTION OF FEN-WEI RIFT: A STUDY FROM SEGMENTED TRANSTENSION CLAY MODEL

ZHUO Yan-qun1)S.A.Bornyakov2)GUO Yan-shuang1，3)MA Jin1)S.I.Sherman2)

1)StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China.2)InstituteoftheEarth’sCrust，SiberianBranch，RussianAcademyofSciences，St. 128Lermontova，Irkutsk664033，Russia.3)DepartmentofCivilEngineering，UniversityofToronto，TorontoM5S1A4，Canada

obliquity angle， basin interaction， rift segment interaction， spatiotemporal evolution of deformation field， Fen-Wei rift

2015-03-18收稿， 2016-01-05改回。

國家自然科學基金(41172180， 41211120180， 41511130029)、 中國地震局地質研究所基本科研業(yè)務專項(IGCEA1525， IGCEA1203)與中國地震局 “地震科技重點突破計劃前期工作”項目和俄羅斯基礎研究基金(120591161GFENa)共同資助。

P315.2

A

0253-4967(2016)02-259-19

卓燕群， 男， 1986年生， 2015年畢業(yè)于中國地震局地質研究所固體地球物理學專業(yè)， 獲博士學位， 助理研究員， 從事與地震相關的構造變形場實驗研究， 電話： 010-62009010， E-mail: zhuoyq@163.com， zhuoyq@ies.ac.cn。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.003