断裂（层）及其活动性调查

活动断层的定义随不同国家与地区及不同学者而有所不同。目前学界尚无统一标准。断层的活动具有时代性的消长，我国地质学界和工程地震学界普遍认为，活动断层是指晚第四纪以来有活动的断层。但由于各地区的地质环境不同，研究程度不同，各学科的研究目的和研究方法不同，使得国内外学者对活动断层的含义和时限认识也不尽相同（徐锡伟等，2006；景彦君等，2009）。

断裂构造可能会成为CO2泄漏通道，需要对断裂构造的特征进行调查。如存在活动断裂，可能会引起地层断裂、诱发地震的危险，对CO2地下储存库危害较大，因此必须开展断裂及其活动性调查。

（一）断裂调查

1.调查方法

采用大、中、小构造相结合，遥感解译与实地观察相结合的方法，首先确定断层是否存在，然后进一步收集有关资料。当已知或怀疑有断裂时，所需的调查应包括地层和地形分析、大地测量和地球物理调查、槽探、钻孔、沉积物或断层岩的年龄测定、当地的地震调查和任何其他用以弄清运动最近发生时间的适用技术，对在照片上由遥感成像显示的一切线性地形特征等，均应进行足够详细的调查，以解释它们的成因。

断层证据主要有：

1）地貌标志（断层崖、断层三角面、错断的山脊、水系、泉水的带状分布等）；

2）构造标志（线状或面状地质体的突然中断和错开、构造线不连续、岩层产状急变、节理化和劈理化窄带的突然出现、小褶皱剧增以及挤压破碎、擦痕等）；

3）地层标志（地层的缺失或不对称重复）；

4）岩浆活动和矿化作用（岩矿、矿化带或硅化等热液蚀变带沿一条线断续分布）；

5）岩相厚度标志（岩相和厚度的显著差异）。

2.调查内容

1）断层两盘的地层及其产状变化；

2）断层面产状（直接测量、根据断层“V”字形法判定，借助于伴生构造判定）；

3）断层两盘的相对运动方向（主要根据两盘地层的新老关系、牵引褶皱、擦痕、阶步、羽状节理、两侧小褶皱、断层角砾岩等）；

4）断层破碎带的宽度；

5）断层岩类型；

6）断层的组合形式（如正断层的地堑和地垒、阶梯状断层、箕状构造、逆断层的单冲型、背冲型、对冲型、楔冲型、双冲构造）。

（二）断裂活动性鉴定

1.断裂活动性鉴定对象

断裂活动性鉴定的对象是“主要断层”，一般是指：

1）区域地震构造图上有标示的区域性断层；

2）长度大于10km或大于15km的断层；

3）对其活动时代的认识有分歧，并且可能影响到场地地震危险分析结果的断层；

4）晚更新世以来有活动迹象的断层；

5）通过场址区并且与工程场址区安全性评价相关的断层；

6）与破坏性地震特别是M≥6级地震在空间位置上相关的断层；

7）与现代小震密集活动或条带状分布相关的断层；

8）可能延伸到近场区内的活动断层；

9）指向工程场地，并且可能对工程场址区安全性评价有所影响的断层。

2.活动性鉴定内容

1）断层的活动时代。断层活动时代的鉴定是判定该断层是否是发震构造，是否对场址区拟建工程产生重要影响，不能改变路由的管线工程是否采取相应的抗断措施的主要依据。

2）断层的活动性质。对于活动断层而言，其活动性质是划分相关潜在震源区并确定其震级上限的重要依据。潜在震源区范围与边界的确定，与活动断层的性质（包括产状）密切相关。在近场区发震构造评价工作中，应通过野外现场调查或采用成熟技术方法的探测，查明活动断层的活动性质，鉴别出正断层、逆断层、走滑断层、正－走滑断层、走滑－正断层、逆－走滑断层、走滑－逆断层等。

3）断层的运动特性。断层的运动包括“蠕滑”和“黏滑”两种特性。以地震的方式释放的能量往往只占活动断层应变积累的一部分。

4）断层分段性。断层的分段性是确定相应潜在震源区边界及其震级上限的主要依据。断层的分段性研究包括活动性分段和破裂分段两方面的内容。

活动性分段主要包括活动时代与活动性质分段。断层活动时代的差别是断层分段性活动最为显著的标志，在调查中，应当首先加以鉴别，判定“活动的段落”和“不活动的段落”。对于活动的段落，还应视工程的需要和可能性，进一步对其最新活动时代以及活动性质的差别加以细分。

破裂分段是一项难度很大，专业性更强的具有研究性的工作。由于它具有较大的不确定性，只有在工程必需的情况下，可进行专题性研究。

3.活动断裂调查鉴定技术

对目标区内的活动断裂进行详细探测和定期观测，调查其规模、性质、方向、活动强度、特征、地貌地质证据及其活动规律，并初步评价各活动断层的地震危险性。调查过程中应安排槽探、浅井工作，必要时施以地球物理勘探等手段，并采集样品进行地质年代测试。

我国活动断裂调查及研究方法研究较为成熟，调查研究技术手段有地球化学异常、地球物理异常等，并且尝试给出最佳的组合方法。邓起东等（2007）指出小间距钻探和槽探是研究断层新活动的有力手段，可以揭露活动断层最新活动和古地震错动历史的最好技术，并且中国地震局《活动断层探测（DB/T15—2009）》中给出了槽探、钻孔探测的精度适用范围及技术要求，《工程场地地震安全性评价》（GB17741—2005）也介绍了活动断裂调查鉴定技术。

1）进行主要断层活动性鉴定，应以地质地貌学的调查分析方法为主。在进行地质地貌调查与分析时，应注意：

①宏观人手。如断层所在地区的新构造活动背景、断层与第四纪新地层的关系、断层与地貌面的关系、断层的构造地貌特征等。

②微观取证。仅根据宏观现象说明断层的活动性是不足取信的，应选择典型地段和典型部位，通过现场调查，获得断层活动性确切的地质地貌证据。

③精细分析。对于活动断层，应采用断层地貌分析、断层活动性参数确定、古地震探槽、活动性分段、活断层填图、新年代学测定等多种技术方法进行现场调查取证，必要时进行活断层填图，详细鉴定其活动性；

④综合判定。应综合地震活动性、现代构造应力场等不同学科的资料，综合断层活动性的宏观及微观资料，进行断层活动性的综合判定。

2）断层最新活动时代的鉴定，在很大程度上要借助甚至依赖于新年代学测定技术。年代测定方法选择上应因地而异，有所侧重，同时又尽可能采用多种方法进行综合测年。一般来说，对有第四纪地层出露的地区，可采用放射性碳（14C）法、释光法、孢粉分析法；对基岩地区的断层泥的测年可采用释光法、电子自旋共振（ESR）法、钾－氩（K-Ar）法和电镜（SEM）扫描法等。

3）在覆盖区，已有资料不能确定已知主要断层的活动时代时，应选用地球物理、地球化学、地质钻探和测年等手段进行勘查。隐伏断层的活动性鉴定一般应遵循以下步骤：

①进行隐伏断层位置的初步探测。根据航、卫片判读和已有的地质、地貌、化探、物探、钻探资料进行综合分析，初步推测断层的位置、延伸和展布形态，然后选择适宜的探测手段，布置探测路线。

②进行隐伏断层的综合探测。在初步推测出断层的大体位置后，进一步按照先粗后细的原则，选择合适的物探或化探方法，初步确定断层位置。再进行浅层物探，如浅层地震勘探、地质雷达等，以查明隐伏断层的确切位置和断距。

③根据具体情况进行钻探和槽探，进一步帮助确定断距、断面、断错地层及上覆地层，并采集合适的样品，综合分析其活动性。

生物成因的碳酸盐满足沉积物测年工具所要求条件中的两个：相当耐成岩蚀变；由于它们直接由有机体从海水分离出来，不含碎屑组分。遗憾的是，碳酸盐极少的Rb含量排除了通常Rb-Sr测年方法的应用。然而，海水Sr同位素演化路径的校正使得碳酸盐的初始87Sr/86Sr同位素比值被间接用作测年工具。

一、曲线测量

对海水锶同位素组成的兴趣要追索到Wickman（1948）。他认为，地质时间内地壳岩石中87Rb向87Sr的衰变及随后由侵蚀作用释放到水圈中，在过去3Ga内导致海水锶同位素组成增加25%。该模式由Gast（1955）作证明，他分析了不同时代的碳酸盐以作为地质时间内特征化海水演化的工具。他发现任何自然变化与那个时代相关的87Sr/86Sr分析的分析误差在同一个数量级上（约0.004），因此，否决了Wickman的模式。明显地，Wickman所假定的地壳Rb/Sr比值是高估的。

海水锶同位素随时间变化的实际分辨所需要的更精确质谱计等待了15年。Peterman等（1970）以一个数量级改进到0.0005（2σ），测定了大化石壳碳酸盐的87Sr/86Sr组成。他们发现总的0.0022（4倍分析误差）同位素范围，这是使用早期设备时不可能发现的。Peterman等的证明与Wickman的预测相反，在古生代期间海水的Sr同位素比值实际上减小了，在它迅速上升到现今最大值之前在中生代达到最小值。

为了避免沉积后蚀变的影响，Peterman等剔除了任何重结晶的壳体物质。他们认为重结晶能辨认出来。基质与未重结晶壳体间的Sr交换的可能性是不可能由同一层位中不同壳体间的良好成分吻合来实现的，而是使用了软体动物的混合物（箭石、双壳贝和腕足类）。因为现在在这些类之间没有看到变化，一般认为，这些软体动物与化石具有相同的行为方式。

Dasch和Biscaye（1971）及Veizer和Compston（1974）从不同类型的样品物质中收集了另外的数据。Dasch和Biscaye分析了白垩纪到现在的深海有孔虫。Veizer和Compston研究了沉积碳酸盐（换句话说是非化石碳酸盐）以证实海水Sr同位素比值测定的可靠性。两者的研究都发现与Peterman等的数据总体上是吻合的。这表明海水Sr的全球均一化，可能是与海水的平均混合时间相比（大约1.6 Ma）、由Sr在海水中非常长的存留时间造成的（大约2.5 Ma，Hodell等，1990）。然而，Veizer和Compston认识到沉积碳酸盐更易于与孔隙水发生沉积后的交换。他们认为，因为碎屑颗粒通常具有放射成因Sr的同位素特征，沉积后的交换通常预期是增高87Sr/86Sr比值。因此，在任何时候发现的最低Sr同位素比值最可靠的指示是当时海水的成分特征。

图2-15 过去3.5Ga期间海洋碳酸盐的Sr同位素组成

而碳酸盐全岩的分析对沉积后过程给出更少的限制，但它提供了更多的取样机会，且对前寒武纪碳酸盐的研究是最基本的。利用上述原理，Veizer和Compston（1976）对前寒武纪海水的Sr同位素演化进行了大范围研究。他们发现了太古宙碳酸盐中均一的非放射成因的Sr同位素比值，其值仅稍高于现代上地幔（图2-15）。然而，在元古宙期间Sr同位素比值明显增高，在早寒武世达到类似于现今成分的最大值。

海水Sr数据的主要扩展是Burke等完成的（1982）。他们提供了786个海洋碳酸盐、磷酸盐和蒸发盐的同位素分析数据，很好地包含了除早寒武世的全部显生宙（图2-16）。随后Derry等（1989）、Asmerom等（1991）及Kaufman等（1993）的研究将此曲线扩展到新元古代。这些研究主要是全岩碳酸盐，这些碳酸盐易于在沉积后的蚀变中被含Sr流体污染。Burke等用盐酸或硝酸溶解他们的样品。这也许是为什么他们的许多样品漂移到数据下限（海水Sr的最佳估计）以上的放射成因组成中的原因。后来的有关前寒武世海水演化的文章中介绍，总碳酸盐用稀醋酸溶解以减少具放射成因Sr的一些相的污染。

图2-16 显生宙碳酸盐的Sr同位素数据

在Burke等（1982）的大范围研究之后，随后的研究专于改进小段曲线的精度。这要求在分析前物质所在层位已很好地测定了年龄，且仔细地排除了沉积后蚀变。古生代岩石中，这种排除用化学法是最成功的。Brand和Veizer（1980）证明，碳酸盐的开放系统成岩作用伴随着Sr/Ca比值的降低和Mn含量的增高（图2-17）。然而，富Mn方解石可由阴极发光探测出。因此，在样品分析前受到蚀变的壳体可以剔除。Popp等（1986）证明，以这种方式准备的腕足类壳体样品比全岩碳酸盐（通常被放射成因Sr污染）和全腕足壳（有时被非放射成因Sr污染）能给出更可靠的结果。

图2-17 碳酸盐成岩蚀变过程中发生的标志性化学变化

深海钻探岩心物质的采集采用两种不同的途径。DePaolo（1986）研究了单个达到早中新世的DSDP孔，通过所有样品的重复分析来改进分析精度。在他这种方法中，有孔虫化石软泥由洗过的全岩样品的直接醋酸淋洗来分析。为了测定原始海水成分，这要求校正沉积后的交换。这种校正是依据孔隙水的分析。然而，从碳酸盐部分其孔隙水在87Sr/86Sr比值上显示相当小的变化（＜0.0001），且发现其Sr含量也低一个数量级（Richter和DePaolo，1987）分析，认为Sr交换的校正小于质谱重现性。

在另一种方法中（Hess等，1986），分析手挑的全部有孔虫试样。使用扫描电镜（SEM）和元素变化（如Mn和Sr含量）来剔除次生蚀变。图2-18显示了来自8个部分重叠的DSDP剖面的数据。看起来轻微离散，但其中许多是由分析误差引起的而不是成岩效应。从两个地点选择的样品中，孔隙水具有非常类似于有孔虫的同位素比值。在其他地点，孔隙水具稍多的放射成因锶，但没有证据表明有孔虫的数据受到影响。大多数随后的研究也采用手挑的有孔虫。因为现在对于精确分析仅需小于50ng的Sr，几个甚至单个的有孔虫就够了。另外要注意的是，Martin和Macdougall（1991）还能破开大的白垩纪有孔虫用SEM检查它们内部方解石的生长。

高精度海水Sr同位素演化曲线能用作地层测年的工具，对于快速的Sr同位素演化期间其精度（保守估计）优于0.5Ma，但在慢速同位素演化期间其精度差至2Ma。该精度无法与白垩纪—第三纪期间的生物地层测年相比，但对无化石钻孔剖面的校正是有用的（如Rundberg等，1989）。另外的应用是铁锰壳的定年（Ingram等，1990）。

图2-18 DSDP钻孔中有孔虫Sr同位素比值对年龄图解

Hess等（1986）在其数据中的一个有趣发现是，在白垩纪—第三纪边界的海水Sr同位素比值的峰值（图2-19）。Macdougall（1988）认为，陨石通过大气的冲击加热引起大规模的氮氧化物产生，因此，产生的酸雨通过化学风化释放大量的放射成因的Sr进入水圈。

二、通量模拟

Faure等（1965）建立了海水Sr同位素组成的第一模式以解释现今北大西洋海水的Sr同位素比值。他们认为，在年轻火山岩的非放射成因Sr、地壳岩石的放射成因Sr侵蚀与碳酸盐侵蚀的中间成分Sr的供给之间存在平衡。该模式被Peterman等（1970）用来解释显生宙期间海水Sr同位素的下降。Armstrong（1971）补充了该模式，认为石炭纪—第三纪期间海水Sr同位素比值的峰值是由于增强的具有较高87Sr含量的古老地盾的冰川侵蚀作用而形成（图2-20）。然而，该模式的其他方面则大部分保持着未受挑战。

模拟海水Sr演化的主要进展是，Spooner（1976）提出非放射成因Sr的通量是与玄武岩地壳的洋底热液交换，而不是与基性岩石的大陆侵蚀有关。Spooner计算了热液通量必须是6倍于河水的Sr通量。然而，这是根据径流（0.716）和热液缓冲水（0.708）的高估的同位素成分。随后来自东太平洋Rise的热液通道水的分析表明，其具低得多的放射成因组成（Albarede等，1981）。Albarede等估计热液循环的Sr通量由于是大陆径流比此通量低1/4。该模式预示径流的平均Sr同位素成分在0.710～0.711之间，与主要河流（如亚马孙河）的通量很好吻合（Brass，1976）。

图2-19 4个具类似年龄显著分隔的DSDP岩心中有孔虫87Sr/86Sr比值图解

图2-20 冰川-侵蚀模式解释Peterman等的海水Sr演化曲线的说明

Palmer和Edmond（1989）进一步精炼了这些计算，他们测定了Sr的收入和热液通道流体及大多数世界主要河流的同位素组成。后者表明同位素比值与浓度间显示反相关关系（图2-21a），这是由于硅酸盐风化的放射成因Sr与碳酸盐风化的较少放射成因Sr混合的结果。印度恒河和中印边界的雅鲁藏布江，流过喜马拉雅抬升区，离开总趋势。然而，在恒河的汇水盆地内，其支流本身显示出混合线，尽管表现出比其他河流更陡的斜率（图2-21b）。总之，Palmer和Edmond的全部数据导出每年估计的全球河流收入为3.3×1010mol，其87Sr/86Sr比值为0.7119，洋脊热液Sr通量大约为河流的一半，其87Sr/86Sr比值为0.7035。

图2-21 Sr同位素比值对Sr含量的倒数图解

图2-22 过去85Ma期间海水Sr同位素组成对海水淹没的大陆百分数图解

认识到河流与热液通量的竞争，便引出了它们怎样随时间相互作用引起海水同位素比值的变化的问题。Spooner（1976）假定热液Sr通量全部时间保持相当恒定。他将自白垩纪开始的87Sr/86Sr比值的增加主要归结为过去85 Ma间大陆暴露面积（因此也就是径流）的增加（图2-22）。相反的是，Albarede等（1981）认为，从中生代开始的近4倍高的洋中脊Sr交换通量比大陆径流通量增高更重要。然而，这两个因素要分开是困难的，因为它们结合在一起成为一个系统。扩张速率的下降引起洋中脊塌陷，结果海平面下降，因此，随着海水热液缓冲的减少，大陆暴露面积增大。

Dia等（1992）说明了海水Sr同位素比值更精细尺度上的变化。通过分析来自深太平洋岩心中的浮游有孔虫，这些研究者发现具时间常数仅0.1Ma的Sr同位素变化，与来自相同岩心的氧同位素记录相匹配（图2-23）。一般认为后者的变化是气候旋回性变化的产物。因为这些变化远远短于海洋中Sr的2.5Ma的存留时间，它们必定反映了非平衡效应。Dia等认为它们由河流Sr通量50%的数量级变化（具恒定同位素比值）或者是河水中平均87Sr/86Sr比值等于0.0005的变化（恒定Sr通量）产生的。他们认为后一种可能性可由对应于气候变化的喜马拉雅汇水型式的变动达到。

图2-23 过去0.3 Ma期间浮游有孔虫相对于现今的Sr同位素比值图解

一般是2-3个月的时间进行测试

如果有前期的相关数据更好，没有相关的数据或者是新项目肯定要进行一段时间的竞价测试，测试的主要内容一般就是投放的时间段，用户搜索的高峰期以及关键词和创意还有着陆页面的AB测试。

时间太短相关的数据不稳定，所以建议2-3个月为最佳，这是平均的测试时间，具体的可能行业不同有差异

---