第四章 活断层的工程地质研究
4.1 基本概念及研究意义
活断层 (active fault)一般理解为目前还在持续活动的断层，或在历史时期或近期地质时期活动过、极可能在不远的将来重新活动的断层。
后一种情况也可称为潜在活断层 (potentially
active fault)。
断层在目前持续活动的标志，当然是判定活断层的无可争议的证据。如何判定潜在活断层则有各种不同的标准。人类历史时期有过活动记录的当然是潜在活断层。对近期地质历史时期却有不同的理解与限定。
有人将之限于全新世 (即最近 11000a以内 )，
有人则限于最近 35000a (以 14C确定绝对年龄的可靠上限 )之内，更有人限于晚更新世 (最近 100,000
a 或 500,000a)之内，或者根据近期地质历史时期
(例如第四纪期间 )有重复活动来判定。
从 工程使用时间尺度和断层活动时间测年的准确性来考虑，活动时间上限不宜太长，
应以前两者为适当。可能有重新活动的不远的将来，一般理解为重要建筑物如大坝、原子能电站等的使用年限之内，约为 100a一
200a。
活动断层有不同的活动特性,
持续不断缓慢蠕动的称为 蠕滑 (creep
slip)或稳滑,(stable slip);间断地、周期性突然错断的为 粘滑 (stick slip)，粘滑常伴有地震，是活断层的主要活动方式。一条长大活断层的不同区段可以有不同的活动方式。活断层的活动强度主要以其错动速率来判定。
但活断层错动速率是相当缓慢的，两盘相对位移平均达到 lmm／ a，已属相当强的活断层。
世界上最著名的活断层，为美国的 圣安德烈斯断层,两盘间年平均最大相对位移也只有 5cm。
所以，即使是现今还在蠕动的断层，也不能用一般的观测方法取得它活动的标志，而需采用重复精密水准测量 (水准环测或三角、三边测量 )。近年还采用全球定位系统 (GPS,Global
Positioning System)或超长基线 (VIBI)测量
法测得两盘相对位移。近年研究证明，断层位移往往伴有小地震，所以用密集地震台网精确测定小震震中沿断层线分布 (参见图 6— 23)，也是判定断层活动的可靠标志。有些间断活动的断层，在其非活动期，断层线两侧既无相对位移，沿断层也无小地震产生。但经过一定时期之后，在断层线上的某一点会发生较强地震，
有时还伴以位移达几米的地表错断。这类断层可从历史上地震和断层错动记录或从过去的强震震中沿断层分布取得其活动标志。
但即使在我国这样 — 个历史悠久的国家，地震历史记录也不过只有 3000a左右，仪器确切测定震中更是最近几十年来才实现的。所以判定断层活动性主要还是要依靠地质标志，即断层近期活动在最新沉积层中、在断层物质中或在地形地貌上留下来的证据。通过这些证据的详细研究，可以判定断层是否活动，其活动方式和规模及是否伴有地震。通过多种绝对年龄测定，
还可判定断层的活动时间、速率及重复活动的时间间隔或重复活动周期。
对活断层进行工程地质研究的重要意义有以下两个方面。
其一是断层的地面错动及其附近的伴生的地面变形，往往会直接损害跨断层修建或建于其邻近的建筑物。
其次是活断层多伴有地震，而强烈地震又会使建于活断层附近的较大范围内的建筑物受到损害。
活断层错动直接损害建筑物的例子迄今为止为数不多。在我国则有 1976年唐山地震时的长达 8km的地表错断。它呈北 30° 东方向由市区通过，最大水平错距 3m，垂直断距 0.7一 lm，
错开了道路、围墙、房屋、水泥地面等一切地面建筑物。
宁夏石咀山红果子沟一带的活断层，也将明代 (约 400a前 )长城边墙水平错开 1.45m(右旋 )，
且西升东降垂直断距约 0.9m。日本神户附近的六甲地区活断层对建筑物的影响也是一个较好例子。
津田调查了六甲山南侧平原和阶地上建筑物出现裂缝的情况，并以统计法编制了受损害建筑物等密线图。图上的高密度延伸线恰好与六甲山麓发育的几条活断层的延长线一致，表明建筑物的损坏与断层活动有关。美国被活断层错开的建筑物
沿活断层产生粘滑或其锁固点、端点破裂而发生错动，则积蓄的弹性应变能的释放就造成地震。 所以预测地震危险性或水库诱发地震的可能性都需要首先研究活断层，判定其 活动时代，错动速率、重复活动的证据和重现周期 。
正是由于地震预报的广泛研究，促使地震地质迅速发展，而地震地质工作的首要任务是鉴别是否存在能,发震,的活断层。近 30a内对活断层的研究取得较大进展。世界各地都鉴别出了一些活断层，并逐步积累了其活动特性和错动规模的大量实际资料。有些国家还编制和出版了近期活动断层图，对活断层的调查、判定，
监测方法也取得了不少经验 。
风火山隧道北部断裂切割表层第四系和公路的裂缝延伸特征（镜向西）
风火山隧道北部断裂切割表层第四系和公路的裂缝延伸特征（镜向西）
风火山隧道北部断裂切割表层 第四系 的裂缝延伸特征（镜向西）
裂缝最大宽度 5－ 10mm，延伸长度 200m
昆仑山口断裂带断层的现今活动在地表的显示
F2-2
镜向 NW
4.2 活断层的特性活断层的特性包括活断层的类型和活动方式，活断层的规模，活断层的错动速率及其分级，活断层的重复活动周期，以及作为活断层活动记录的古地震事件等。
4.2.1 活断层的类型和活动方式按构造应力状态及两盘相对位移的性质，
可将活断层划分为地质上熟悉的三种类型，
即,走向滑动或平移断层,逆断层和正断层 。
其中以走向滑动型最为常见。三类活断层由于几何特征和运动特性不同，所以它们对工程场地的影响也各异。
4.2.1.1 走向滑动或平移断层最大最小主应力近于水平，所以两者之间的最大剪应力面，亦即此类断层的断层面，近于直立，因之其地表出露线也就最为平直；常表现为极窄的直线形断崖。主要是断层面两侧相对的水平运动，相对的垂直升降很小。河流最易于沿这种断层发育，水工建筑物也就最易于受到这种活断层的威胁。如断层与坝轴线小角度斜交，由于断层错动而造成的心墙拉开宽度可以相当大 (图
4— 4)。有名的走向滑动型活断层有美国加州的圣安德烈斯断层 系 。
土耳其安纳托利亚断层系，新西兰的阿尔卑斯断层系等。几个被活断层错开的土坝，运河主要是被这类活断层所错开的。我国的活断层也以走向滑动型为最多，特别是西南和西北，有些走滑型活断层规模非常巨大；例如塔里木断块南的阿尔金山断裂，青藏断块内部的鲜水河断裂，川滇断块西界的红河断裂都是我国西部长达数百到数千公里的活动着的走滑断裂。这些断层的水平错动往往在地形上留下明显迹象，
尤以对水系的错动改造最为明显
4.2.1.2 逆断层最大主应力近于水平，最小主应力近于垂直。
走向垂直于最大主应力的断层面与水平面夹角一般小于 45°,往往为 20-40°,且由于位移是水平挤压形成的，断层面两侧的点之间的距离总是由于位移而缩短。上盘除上升外还产生地面变形，往往伴以多个分支或次级断层的错动 (图 4-6)。如 1971年美国圣费尔南多地震时使圣费尔南多断层 (逆断层 )
产生逆冲错动。下降盘无地表变形及破裂，上升盘抬升近 2m以上，并有强烈变形，许多小的次级断层主要集中在距主断面 1km之内，但距主断面
2.5km尚有一条产生 150mm相对位移的次级断层。
逆断层的断层线往往是波状弯曲的，断层带也较平移断层宽得多，由于上升盘隆起和倒悬的断层崖易产生滑坡，所以逆断层的确切位臵最难于确定和预测。世界上很多大的山系以逆断层为其边界，如喜马拉雅山、安第斯山等，世界上许多大的地震都是伴随板块俯冲带或大陆碰撞带的逆断层错动产生的。这类逆断层有时地表变形范围很大，如 1964年阿拉斯加地震,200000km2范围内变形最大垂直上升达 12m。
在我国逆冲型活断层主要发育于西部地区。
受印度板块年速率约 6cm的 NNE向俯冲的推挤，
自南而北有喜马拉雅山南麓逆冲推覆断层，天山南侧，天山北侧逆冲推覆断层等几个长达数百公里走向近东西的逆冲型活断层，青藏断块东界的北段，则有走向北东的龙门山逆掩推覆断层；所有这些断层都是活动性强烈的发震断层。
4.2.1.3 正断层
最大主应力近于垂直最小主应力近于水平。
走向垂直于最小主应力且与最大主应力呈锐角的断层面与水平面夹角大于 45°,一般为 60一 80° 。
在错动过程中，垂直断面走向的水平方向有所伸长。伴随这类断层活动的变形 (下沉 )和分支断层错动，主要集中于下降盘 (图 4-7)。与河谷平行断面倾斜的正断层，可以使拦河坝产生比其它形式断层运动更宽的初始裂缝 (图 4-8)。一般说来，这类断层的可识别程度介于走滑断层和逆断层之间，
其影响带宽度和对工程的危害程度也介于两者之间。
地壳上承受水平张应力的地带主要沿大洋中脊分布。 大陆上以现代活动正断层为主的地带有东非断裂谷，美国的盆地与山脉区 (内华达、犹他及其附近地带 )，欧洲莱茵地堑系，苏联贝加尔湖地堑等。我国东部大陆边缘活动带的扩展与沉陷，
在华北平原、渤海湾与松辽平原形成了一系列地堑系或裂谷系。地堑边缘的张性正断层是东部地区活断层中的主要类型。鄂尔多斯地块周围也有银川地堑、河套地堑和汾渭地堑系等一系列地堑盆地。地堑盆地中新生代沉积层厚有的达数百至千米 (汾渭地堑系 )，
有的达几千米 (华北平原地堑系 )有的达 12000m(渤海湾中的渤中拗陷 )，这表明这些断裂的新生代适动以正断运动为主，另一方面，沿这些断裂带的地震震源机制，地震断层以及地震前后的形变测量又都表明这些断层都有很大的水平分量，表明其现代活动性与典型张性构造区和典型的内陆裂谷带有所不同。
上述三种活断层的位移矢量都分别是单纯走滑或倾滑，其产生的应力场是三个主应力方向中的两个是水平的而另一个是垂直的。实际应力场往往是复杂的，三个主应力方向既不完全水平也不完全垂直，而是由不同的水平和垂直分量所合成。因之，断层的位移矢量也多由不同的倾滑、
走滑分量所合成。而活断层的类型也就可以是左
(或右 )旋走滑逆冲断层或左 (或右 )旋走滑正断层等多种形式。
断层活动受区域构造应力场所支配。内陆活断层是地块间相互运动调整的枢纽。
由于这些地块是相互镶嵌的而且它们的结构及受力状况不均一，地块间的相对挤压、拉张和剪切错动就构成了这些大小地块和断块之间的断层活动，呈现出相当复杂的情况。除了这些活动断裂的不同段落有不同的活动方式，由于它们相互间的联系，构成网络状，各断层的活动往往不是孤立的，而是相互牵制、相互调整和相互转换的。
一条活断层的终端点是要以各方式转换为另一种形式的活动，以调整地块运动所造成的地壳拉张，
缩短和扭曲。研究活动断层相互转换的状况，对了解现代构造应力场、认识地震活动规律有重要的意义。
按断裂的主次关系又可将活断层分为主断层
(main fault)，分支断层 (branch,fault)和次级断层 (secondary fault)。次级断层从平面上看来与主断层无关，实际上在剖面上它仍属主断层的分支，对于逆断层来说主要产生在上升盘，而对于正断层来说则主要产生在下降盘 (参见图 4-6和图 4-7)，而走向滑动断层则很少有次级断层伴生。
断层类型不同由主断层中线到分支和次级断层带外缘的宽度也各不相同。走向错动断层为最窄，逆断层为最宽。根据已有地表错断的实际观测资料，各带的宽度如表 4-1。
活断层活动的两种基本方式是 粘滑与稳滑 。
粘滑 错动是间断性突然性发生的。在一定时间段内断层的两盘就如同粘在一起 (锁固起来 )，
不产生或仅有极其微弱的相互错动，一旦应力达到锁固段的强度极限，较大幅度的相互错动就在瞬时之内突然发生，锁固期间积蓄起来的弹性应变能也就突然释放出来而发生较强地震。这种瞬间发生的强烈错动间断的，周期性的发生，沿这种断层就有周期性的地震活动。
稳（蠕 )滑 的错动是持续地平稳地发生的。由于断层两盘岩体强度低，或由于断层带内有软弱充填物或有高孔隙水压力，在受力过程中就会持续不断的相互错动而不能锁固以积蓄应变能,
这种方式活动的断层仅伴有小震或无地震活动 。
有些断层则兼有粘滑与蠕滑 。 这三种方式的错动位移随时间的变化如图 4-9所示 。
近年来，一些研究者注意到了粘滑型断层在大震前后一段时间内在震源区及其外围的蠕滑现象。 1976年唐山地震前后的一些宏观现象，如井壁坍塌变形，沿八宝山断层地下水位的变化、河北省中部的井喷现象等，都可能与深部断层的蠕动有关。据唐山地震区地形变资料反演求得的震中区 8km-6km的地带内，于 1969-1975年发生了走滑错距为 104cm的无震蠕滑、走向和倾向滑动的平均速率分别达 18.6cm/a 和 1.4cm／ a。
我国大陆内部还有一种特殊的反映断裂蠕动的构造形式：因地壳块体或断裂带蠕动，导致在地面产生一系列微型破裂构造，一般称为地裂缝
(ground fissure)或,地裂,现象。典型代表有西安地裂缝。当然地面裂缝有多种成因，外生的地裂分布是比较广泛的。但上述的地裂现象不受地貌、土质和水文条件影响而广泛分布在大范围内，与区域构造方向和区域应力场方向协调，表现出有统一的受力方向，反映出它们可能是一种大范围构造活动或深部断裂的蠕动而引起的地表蠕裂现象。
西安地裂缝就被认为是由于渭河断陷南侧的长安临潼断裂的张性蠕动，为厚达一千余米的第四纪土层提供了潜在临空面，在自重应力场作用下产生了侧向扩展 (gravitational lateral
spreading)而形成的；
4.2.2 活断层的长度和断距活断层的长度和断距是表征活断层规模的重要数据，通常用强震导致的地面破裂 (地震断层或地表错断 )的长度 (L)和伴随地震产生的一次突然错断的最大位移值 (D)表示。通过对地表错断的研究，可以了解地震破裂的方式和过程，判定地震断层动力学特征，又可了解地震时的地面效应，
判定地震危险性和震害程度，为在活断层区修建建筑物的抗震设计提供参数。所以近年来世界各地都对地表错断进行了广泛的研究。近年来，我国地震部门也对全国 40余条地震地表错断进行了研究 (图 4一 11)。
断层名称 地震名称 地震时间 震级 地表错断距离（ cm)
地表错断长 度
（ km)水平 垂直蒙古 博 格多断层 戈壁 — 拉尔秦地震 1957.10.28 8.0
885左旋
（ 1000-1200*） ± 300 272
日本根尾谷断层卿村断层山田断层丹那断层鹿野断层吉冈断层三和断层浓尾地震北丹后地震北丹后地震北丹后地震鸟取地震鸟取地震三河地震
981.10.28
927.3.7
1927.3.7
1930.11.26
1943.9.10
1943.9.10
1945.1.13
8.4
7.5
7.5
7.0
7.4
7.4
7.1
200左旋
270左旋
80右旋
300左旋
150左旋
90右旋
150
600
80
70
± 200
80
50
200
90
18
7
35
8
45
9.0
美国加 州圣安德烈斯断层加 州英佩里尔谷断层内华达州费尔维蜂断层阿拉斯加费尔维塞尔断层蒙大拿州赫布根断层加 州圣安德烈斯断层加 州英佩里尔谷断层旧金山地震英佩里尔谷断层费尔维蜂断层费尔维塞尔断层赫布根湖地震帕克费尔德地震
1906.4
194.05.18
1954.12.16
1958
1959.8.18
1966.6.27
1966.3
8.3
7.1
7.1
8.0
7.1
5.5
3.6
640右旋
580右旋
420右旋
645右旋
—
17.4右旋
1.5右旋
590
120
360（正断）
180
550 正断
4.8
435
64
57.6
175-200
26
37
10
新西兰阿瓦特雷断层怀拉拉帕断层怀特克里克断层罗托克胡断层南岛 Buller地震
1984
1855
1926.6.17
1968
7.8
610右旋
1220右旋
215左旋
200右旋
30
275
455
90
96
144
32
土尔其安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带埃津兼地震埃尔巴地震博卢 — 格雷德地震叶尼斯地震木都尔努地震木腊迪耶地震格韦地震托西亚地震
1939.12.26
1942.12.20
1944.2.1
1953.3.18
1967.7.22
1976.11.24
1957.5.26
1943.11.26
7.9
7.0
7.2
7.4
7.2
7.6
7.1
7.2
420右旋
200右旋
360右旋
430右旋
230右旋
380右旋
160右旋
150右旋
150
50
100
0
180
350
50
190
60
80
55
40
265
表 4— 2 国外一些地震断层的地表错断历史记录研究表明，地震地表错断长度自 <1km至数百公里，最大位移自几十厘米至十余米 (表 4－ 2、表
4－ 3)。一般说来地震震级愈大，震源深度愈浅，
则地表错断就愈长。大于 7.5级的浅源地震均伴有地表错断，而小于 5.5级的地震则除个别特例外均无地表错断。同样震级的地震则由于震源深度不同或锁固段岩体强度不同而地表断裂的长度各不相同。一般认为，地面上产生的最长地震地表断裂，可以代表地震震源断层的长度。而地震震源断层长度与震级大小是正相关的。所以各国学者又开展了地震震级与地表破裂长度及地表断层位移的统计关系分析，力图建立它们之间的相关关系式，以便据已知断裂估计可能地震震级，
或者据已知震级估计工程场地可能出现的位错的大我国已有的这类关系式有,M=1.19lgL+5.25
L=0.56M-2.25
日本松田时彦得出的关系式为：
M=（ 1/0.6） lgL+4.85
lgD=0.55M-3.71
博泥拉通过统计、回归分析，获得如下关系式：
Ms(L)=6.04+0.708lgL
4,2,3 活断层的错动速率和重复错动周期活断层的错动速率是反映活断层活动强弱、
断层所在地区应变速率大小的重要数据。如前所述，活断层的活动方式以粘滑为主，往往是间断性地产生突然错断，所以错动速率以一定时间段内的平均错动速率表示。断层的错动速率愈大，
两次突然错断之间的时间间隔，亦即其重复错动周期，也就愈短。突然错动事件总是伴有地震，
所以重复错动周期也就是地震重现周期
(earthquake recurrent interval)。错动速率和地震重现周期是长期地震预报的重要数据。
近十年来在这方面的研究取得了突破性进展，为定量估计一些主要活断层的地震危险性奠定了坚实的基础。
世界范围的活断层研究表明，活断层的错动速率很小，一般为每年不足 1毫米到几毫米，最强的也仅有每年几十毫米。板块边缘断层最强，一般为几 cm／ a，如美国加州圣安德烈斯断层带最大速率为 5cm/a。我国的活断层一般均为板块内部断层，活动速率要小得多。研究表明，我国活断层错动速率大小具有明显的区域性。大致以东经 105
度为界，东部与西部不同，东部华北与华南又不同。
自上新世晚期以来的位移总量，在西部为数公里至二十公里，在东部则为数十米至数千米。东部的错动速率华北为每年不足 1mm到数毫米 (鄂尔多斯周边 )，华南、东北则一般小于 0,1mm。西部错动速率则达每年数毫米至 lOmm以上。我国主要活断层错动速率分布如图 4— 16所示。我国一些主要活断层的错动速率见表 4— 4。
根据断层的错动速率，可以将活断层分为活动强烈程度不等的级别。日本分为如表 4— 5所示的五级，我国则分为如表 4— 6所示的四个级。
断层位置 断层名称长度
km 走向 时代 活动方式 错动速率切割深度地震活动
M
6— 6.9
M
7— 7.9
M
>8
东北海城断裂金州断裂
70
200
NWW
NE
Q
Q
S
Nor
1.0
0.1— 1.0
M
M * *
*
*
华北平原高丽营黄庄断裂顺义断裂唐山断裂沧东断裂祈沐断裂
100
100
50
350
330
NE
NE
NE
NNE
NNE
Q
N— Q
Q
Q
Q
Nor
Nor T
S
Nor
S
0.13
0.1
0.1
0.02
1— 2
M
C
M
C
M
*
*
*
* *
汾河地堑系大同口泉断裂天镇阳高断裂太谷山前断裂运城盆地韩城兰田断裂渭河大断裂
185
83
123
142
200
380
NE
NEE
NE
NE
NE
EW
Q
Q
Q
Q
Q
Q3-Q4
S
S
Nor
Nor
Nor
Nor
0.1
0.048
0.086
0.117
2.5（ 0.6+）
1.0
M
M
M
M
M
M
* *
* *
*
* * * *
*
银川地堑银川平罗断裂贺兰山断裂
70
120
NNE
NNE
Q4
Q4
Nor
Nor
2.0
0.9— 1.3
C
C
* * *
*
河套地堑大青山前缘断裂鄂尔多斯断裂
160
300
EW
EW
Q4
Q3-Q4
Nor
Nor
1.3
0.7
*
新疆 富蕴断裂 180 NNW Q4 S（右） 4— 12 *
青藏高原周边阿尔金山断裂昌马断裂香山 — 天景山裂海源断裂鲜水河断裂安宁河断裂则木河断裂小江断裂红河断裂
1600
120
200
237
360
350
140
300
NEE
NWW
NWW
NWW
NW
SN
NNW
NNE-SN
NNW
Q
N-Q
Q4
Q
Q
Q
Q
Q
S（左）
S（左） +T
S（左）
S（左）
S（左）
S（左） +T
S（左） +T
S（左）
S（右）
5 — 7
4.5-6.5（ H） 1-1.4（ V）
1.76— 3.3
6— 10
7.5
5.7（南） 1.0（北）
4.9
6.4— 7.0
8
M
M
C
M
M
M
C
M
*
* * **
*
*
*
* * *
*
*
表 4— 4 中国主要活断层错动速率注,上表中 Nor正断 ; T逆滑 ; S走滑 ; ( )左右表示左旋或右旋 ; M超壳 ; C壳断裂 ;
*代表一次地震活动
活断层的错动速率多以地质地貌分析法和沿
(跨 )断层重复测量或仪器监测来测定（甚长基线测量，三角测量和 GPS等）。对话断层的蠕滑段，
可采用跨断层精密测量或伸缩仪定点仪器观测确定其错动速率。而对于粘滑段，这样测得的年错动速率仪是平均年错动速率的一小部分，即蠕沿成分的速率。而平均错动速率的主要部分则来自间断发生的突然错动事件，这种突然错动事件也就是古地震事件。这类事件总是要留下地质的或地貌的证据，通过地质地貌分析，判定事件的次数、累积错动距、各事件的绝对年龄，就可求出平均错动速率和重复错动周期,
古地震事件的地貌证据最为直观，如断层以走滑为主则有：断错冲沟、溪流、阶地、冲积扇和山脊。如以倾滑为主或有较大的倾滑分量，则形成断层陡坎和断层三角面 (triangular facet)。
沿陡峻断层陡崖往往形成滑坡群。溪沟错断或正断层下陷，往往形成断塞塘或下陷塘 (sag pond)。
1932年甘肃昌马 7.5级地震就留下了很多的断错地貌证据 (图 4-17)
如断层活动以倾滑为主，形成相当陡的断层崖。
后期重力崩塌和流水侵蚀将 此陡斜面改造为缓的侵蚀面，陡坎顶部的坡折点将会不断后退，经过足够长的时间，演化为接近休止角的稳定缓坡，剖面线也趋近于圆滑曲线。如果突然错断事件沿同一断层面间断地发生多次，则陡坎的演化就会有如图
4— 20所示的复杂过程。图中表示出沿断层面曾发生过三次错断事件，先后形成 F1,F2,F3三个陡倾错断面。经重力及流水改造形成 E1,E 2两个稳定侵蚀面和 F`3一个尚未达到稳定的自由面。
断层陡崖的下盘则形成一个平缓的堆积斜坡，在断层陡崖崖脚先后形成 D1,D2,D3三个崩积楔，将断层陡崖下部掩埋起来。在这种情况下计算每次错断的位移位并测定平均错动速率，需要地貌与地质证据并用，开挖探槽至最早的崩积楔 D1底部，
求得 D1底面与断层面交点 P1，延长 Ou线使之与断层面上延线相交求得交点 P2。则 P1P2即为三次错断的累积错距。如求得三个崩积楔的绝对年龄值．再将 F1,F2,F3值分别求出，就可以求出平均错动速率及地震事件的重复间隔。
R,C,Buckman(1979)等研究美国内华达地区断层时发现，断层崖的主坡角 (如图 4-20的 F3`,E2、
E1)与其年龄呈负对数相关，其统计经验公式为：
θ ＝ -8.5lgT+52.5 (4-5)
其中,θ 为断层崖侵蚀面坡角 (度 )； T为断层崖的年龄 (年 )。用此式计算得出昌马断裂于昌马地震之前形成的两级断层崖的年龄分别为：最早一次错断形成的最高一级断崖为距今 10847a，第二级断崖则距今 1968a(见图 4— 17,G)。
古地震震动效应主要是近代沉积层中保存的喷砂活动迹象。这种现象在我国最早发现子宁夏中宁，最近根据探槽揭露的喷砂活动判定了京、
津、唐地区距今 40 00 a和 100 0a的两次大地震事件 (图 4— 24,25,26）。一次事件发生在绝对年龄为 3999± 90a的 q层之前，一次则发生于年龄为
1690± 90a的 q层之后，绝对年龄为 103060a的 r层沉积之前。由此可判定古地震重现间隔约为 3000
a。
表 4-9 我国一些主要活断裂古地震事件和强震重复间隔活动断裂名 称 活断形状最近一次强震时间与震级古地震事件期次 距今年代强震重复间隔（ a）
最近两次 历次平均 备注阿尔金山断裂（东段） 左旋逆走滑
a 38450 ± 1859
b 24530 ± 2590
c 20675 ± 1142
d 18580 ± 300
e 12120 ± 160
>3000
邢成启
1988
昌马断裂 左旋走滑逆冲 1932.12.15M=7.5 a 5100 ± 340b 3100 ± 280 3040 2500 侯珍清 1985
海原断裂 左旋逆走滑 1920.12.16
M=8.5
a 9360
b 7380 ± 103
c 6300 ± 70
d 3680 ± 60
～3600 2325
刘百汪一鹏
1985
富蕴断裂 右旋走滑 1930.8.10M=8.0
a 全新世早期 b 7000～8000
c 3000 d 830 ± 30
e 230 f 105 ± 3.
冯先岳
1985
宁夏香山天景山断裂东段 1709 M=7.5 5100 4800
汪一鹏
1990西段
a 22090 b 17240
c 12960 d? 全新世 5100
鲜水河断裂 左旋逆走滑 1973.2.6M=7.6
a 8910 ± 270 b 7430 ± 240
b 5150 ± 170 d 4110
± 180
c 3830 ± 180 f 3270 ± 160
d 2820 ± 160 h 2100 ± 150
200— 300
李天诏
（ 1986）
赵翔
（ 1984）
安宁河断裂
（北段）
左旋逆走滑 a? 缺年龄 b 3736 ± 102c 2790 ± 150 d 1957 ± 150
e 920 ± 80
940 钱洪等 1989
则木河断裂 左旋逆走滑 a 5615 ± 115b 缺年龄值 c 745 ± 85 678 885— 1275 任金卫活动断裂名 称 活断形状最近一次强震时间与震级古地震事件期次 距今年代强震重复间隔（ a） 备注最近两次 历次平均小江断裂
（西支） 右旋走滑
1883
M=8
a 4162 ± 105
b 3210± 210
c 缺年龄值
d 2823± 75
900 阵眸 李坪1985 1988
红河断裂 右旋走滑 全新世期间至少发生四次强震事件 最大值约 为 2000a C.Allen.K.E.Sieh,韩源等贺兰山山前断裂右旋走滑正断层
1739.1.3
M=8
a >8000
b 4760
c 2720
d 247
2473 >2000 廖玉华
1986
渭河断裂 右旋走滑 正断层 1556.1.23M=8 a 2000 1570 李永善等 1982
唐山丰南断裂右旋走滑正断层
1976.7.28
M=7.8
a 1486
b 7665 ± 105 ～7600 7400
王挺梅
1984
焱庐断裂 右旋逆走滑 1668.7.25M=8.5
a 11000
b 7400
c 3500
d 320
～3200 3500 高维明等
1988
续表
另外一种计算地震重复周期的原理为重复周期 (R)与断裂平均错动速度 (S)成反比，而与一次强震产生的位错量 (D)成正比，即：
Rx=D/S (4— 6)
上式适用于构造应变仅由突发性弹性位错所释放，即断层错动仅为粘滑形式。如果构造应变的释放是粘滑,蠕滑兼而有之，则大地震事件的重现周期为：
Rx＝ D/(D一 C) (4— 7)
式中 C为平均年蠕滑速率。
4,3 活断层活动的时空不均匀性
活断层在全新世期间的活动在全世界范围内都表现出明显的时空不均匀性。
在时间上的不均匀性主要表现在活动强度随时间有较大的变化,一时活动强烈一时则活动微弱，因此突然错动事件在某一时间段就显得十分密集而在另一时间段则相对稀疏得多。似乎是这些事件群集发生在其一时间段内。
在空间上的不均匀性主要表现在不同大地构造区内断层活动强度显著不同,同一断层的不同分支或不同段落也有显著差异。随时间的延续，
这些活动区或活动段落又会变为活动微弱或不活动，而另外一些微弱活动或不活动的区段又转化为强烈活动区段，表现为强烈活动区段发生了迁移。
查明活断层活动性的时空不均匀性，研究古地震事件的群集期 (活跃期 )和平静期的交替以及划分活动性不同的区段，并判定其迁移过程，才能较准确地判定强震复发间隔，为地震危险性分折提供合理参数 。只有这样才能提高区域稳定性评价、地震危险性评估及概率分析水平。
近年来，我国许多横跨活断层揭露出的大量古地震事件的研究表明，在全新世内活断层的活动速率也有明显变化，表现为快速滑动与缓慢滑动。活动阶段与静止阶段相交替的间歇活动特点。
这一特点和我国长期历史地震记录所表现出的地震活动分期分幕、有活跃期与平静期的特点相一致。古地震事件的群集期代表活跃期而分布稀疏期则代表平静期。
图 4— 30给出了青藏高原内部及其边缘、甘新一带、
华北三个地带的 16条活断层上 120 00 a以来的古地震事件在时间上的分布情况。
由时间序列图可以看出以下的一些有实际意义的情况。
1．青藏高原区 10条活断层 (图 4— 30中的
No,2— 11)共揭露出 51次破裂事件，总计平均重复错断间隔为 2100a.
2．不同活断层上错动事件在时间分布的组合方式方面是多种多样的，大致可分为三种类型，
即：单发式、群发式和混合式。
每隔较长时间间隔发生一次强大事件且时间间隔比较均匀一致的为单发式。例如郯庐断裂中段沂沭断裂和新疆二台断裂都是每隔 3000一 3500
a发生一次强烈事件 (地震震级 8级左右 )。
在某一时间段内群集发生多次事件而在此时间段以外则比较平静的为群发式。例如阿尔金山断裂西段在距今 2000一 4500 a发生群集的多次事件，
而在此时间段以外则仅有个别事件发生。
既有事件群集发生阶段也有单发阶段为混合型．例如鲜水河断裂。
4,3,2 活断层错动在空间上的不均匀性
从前一节断层平均错动速率的讨论中可以明显看出，我国活断层的错动速率具有区域性的不均匀性 (见图 4一 16)。西部高于东部，东部的华北又高于东北和华南。
由于有这种区域性的差异，故有的研究者将我国划分为如图 4— 31所示的新疆、青藏、东北、华北、
华南、台湾、南海七个断块区。其中紧邻板块碰撞带的青藏高原及其周边，紧邻板块俯冲带的台湾，断层的新活动较为强烈。
同一区域的不同断层，同一断层的不同分支或同一断层的不同段落，其活动性也是不均匀的
（以滇西北地区为例说明）。
4,4 活断层区规划设计建筑物的原则
大坝和原子能电站这类极重要和失事后果很严重的建筑物，最好不要在活动断层附近选择场地。如果必须在有活断层的强烈地震区修建，例如开发我国西南地区的丰富水力资源，既不可避免地要在有活动断层和强烈地震区建筑大坝，此时必须 在场址选择,建筑物类型选择 和 结构设计上采取必要的措施以保障建筑物的安全可取。
4.4.1规划选场
要对几个相互比较的场址进行断层相对活动性评价。
(1)有低级别的活断层的场地优于有高级别的，
有活动时期老的断层的场地优于有活动时期新的，
有全新世 (11000 a)内无活动的断层的场地优于有全新世内有活动的断层的场地等；
(2)尽可能避开主断层带；
(3)如为逆断层或正断层类型，尽可能避开有强烈地表变形和分支、次生断裂发育的断层上盘
(逆断层的上升盘、正断层下降盘 )。如有较大的正、逆断层，场地往往需要选在距主断面数千米之外。
4.4.2建筑物类型选择
若证实场地中有活断层穿过，或场地位于活动的逆、正断层上盘有可能产生分支及次级错断，
则应选择在错动下不致破坏的建筑物型式。
对于坝来说，在上述情况下均不宜建筑混凝土坝，而只能建散体堆填坝。
所有混凝土坝都是坚硬脆性的，除少数例外均建于基岩上，靠坝与基岩接触面上的联系来保证建筑物的安全可靠。任何有垂向分量的断层错动，即使是错动为 l0一 20mm的次级断层错动，必然或者是使坝离开地基．破坏它与地基的联系，
或是坝体中产生破裂。
在混凝土重力坝的情况下，断层错动如破坏了坝底面与地基的联系，则坝底面必然要承受水的全扬压力，其结果必然产生沿坝底面的浅层滑动而造成坝的失事。
如为混凝土拱坝，坝的两个部分之间如果产生突然错动，既使错动值仅为 0.25一 0.5m，就会由于混凝土的压碎或坝的一端与拱座脱离造成坝的突然和全部毁坏。
散体堆填坝即使坝体两个部分被错开 3— 5m，
也不会导致坝的破坏。因为坝体本身非常宽厚而且是柔性的，单纯这种错动可以通过坝体自身调整来适应。
只要正确设计使错动后坝体内不残留开口裂缝，沿错动带虽有强烈渗流但不致发生管涌，则坝本身不会失事，而且修复也很容易，只要对被错开的心墙部分进行灌浆就可以修复使用。
选 堆填坝 还有一个重要的 好处,即改变设计的适应性强。通常在清理坝基时往往可以得到可信赖的断层活动资料，如发现原设计时未考虑到的断层新活动证据。改变堆填坝的设计细节使之适应于地质环境是易于办到的。如系混凝土坝则必须完全改变设计，由于短期做不到这一点，以前开挖基坑的工作量往往报废。
4.4.3 建筑物结构设计
4.4.3.1 土坝结构设计原则
近 200年的活动断层最大位移一般小于 5-
7m．平均小于 lm，所以设计的土坝应能保证在产生 5-7m的错动时不致出现大的开裂，不致由于沿错动带的强烈渗流引起管涌而溃决。所以一般设计为有相当厚的无粘性土过渡带的多种土质坝。
（ 1）保证错动后不残存深大开口裂缝
砂、砾石、砂砾混合物和硬岩石的块石，如无相当量的粘土粉土混入物是无粘性的，所以不能支持达一定高度的陡立裂缝边壁。
因之在这种土体中产生错动后，断层位移瞬时形成的任何开口裂缝部立即被缝壁坍塌所封闭，因而裂缝不致存留下来。或者说这类材料可以起填缝塞 (crack stoppers)的作用。高土坝为了消除差异沉陷在坝体内出现的裂缝，也用这种无粘性土过渡带作为填缝塞，所不同的是用于防止活断层错动出现的裂缝者要厚得多。
错动后一般在接近坝项面处残留一定深度的开口裂缝 (图 4-8）。开口裂隙最大深度可以按以下方法估算。。
(2)能安全控制大的渗流量
即使粘性心墙由于断层错动而错开，由于心墙两侧的无粘性土的过渡带渗透性低，渗流量可以被降低到一个可以安全控制的数量。下游有一堆石带渗透性很强，最大可能渗流量可以通过此带由坝趾处安全泄出。无粘性土的过渡带与块石带之间要按反滤层原理设计保证不发生潜蚀。
可以用简化为由无粘性土过渡带和下游组堆石带两个要素组成的示意剖面 (图 4-36）：估算最大渗流量，并说明即使在没有粘土心墙的情况下，
渗流量虽大但坝仍是安全的。
实际上一般设计的心墙两侧对称，心墙上、
下游都有一个无粘性土过渡带，如心墙错开，上游砂必然进入裂缝并将之充塞，下游过渡带砂也会以裂缝壁的坍塌而使本带内的裂缝闭合，从而使渗流量减小，且两侧对称也可以使被错断的心墙易于用灌浆法修复。
4.4.3.2 其它类型建筑物的结构措施实例
日本山阳新干线的新神户车站，建于两隧道之间的高架桥上，恰位于六甲山活断层之上。
由于地形及城市环境方面的原因，车站的位臵不能改变，只能采取适应于地质条件的结构。
4,5 活断层的调查监测与研究
4.5.1活断层的调查
活断层的工程地质调查目的在于准确确定建筑区附近活断层带位臵，确定建筑区内有无活断层，活断层带的宽度，错动最大幅值及变形带宽度，以及间断活动的时间间隔，如果伴有地震，
则应进行地震研究 (见第五章 )。
4.5.1.1 低阳光角航空摄影
航测照片可以看到地表研究所不能看到的迹象，在研究属于线性构造的断层中是很有用的。
有些主干走向错动活断层在图上极易看出．
另一些极端情况，例如逆断层，既使是有丰富经验的解译者也只能定为可疑断层，所以一定要两个有经验的人分别解译，以排除不可靠的主观判断。区域研究用 1,30000一 I,60000，详细研究用 I,10000一 1,200D0的图件。
4.5.1.2 开挖探槽
主要研究跨断层的最新沉积是否被断层错断及其错动幅度；提供含碳物质的样品以定绝对年龄，以便判定错动的时代；揭露重复错动证据，
如较老地层比新地层错距大、多次的地层砂土液化造成的多次喷砂的地层记录等等，以判定间歇错动的时间间隔。
所需探槽深度一般不大，约为 2-4m。
揭露后必须小心地以铲清除槽壁浮土，用刷和刮刀清理壁面以便详细观察和测绘细节。因为既使是大的活断层，最近期表层沉积中的错动带宽也仅有 10-20mm或更少，不仔细研究细节往往会作出错误结论。
在研究中须注意的以下几点；
(I)断层泥的表观,新鲜程度,不能用于作为断层近期活动的证据，因为在地表风化带以下断层往往成糊状未风化的外貌，由新鲜土及未风化的破碎岩石组成，既使数百年无措动也是这样。
(2)擦痕面方向不能作为判定相对运动的证据，
因为近地表处，不管断层位移方向怎样，断层泥都有向阻力最小的上方挤出的趋势。
4.5.2 活断层的监测
对工程或对发生较强地震有重要意义的活断层应监测其活动动态。
监测有位移检测和微震监测两方面，两者应配合进行。位移监测的方法是多种的，从不同时期的卫星影象的比较研究、基线重复测量到埋臵仪器检测。
4.5.3 活断层活动年代的测定
在地震地质、现代构造运动和大型工程设施区域稳定性研究中，确定断层最后一次活动至关重要。目前有两类确定方法；其一为确定断层活动时代区间，即活动年代的上限和下限，多以被断层错断或未错断的地质体或地貌面的年代来表示；其二为直接测定断层活动过程中产生的物质的年代，即提取断层活动生成的地质时计的计时信息。
4.5.4 断层活动性及区域构造稳定性的数值模拟研究
断层的新活动性受区域现代构造应力场所支配。一个地区往往有多条新活动断裂按特有的几何排列或断续相接或相互交切构成新活动断裂网络。在统一的构造应力场作用下，各断层的活动不是孤立的，而是相互联系、相互牵制、相互调整和相互转化的，不同方向的断裂活动的方式不同，同一断裂的不同段的活动强度也不同．构成特定的总体变形图像。
只有掌握地区地壳运动方式和特点这一总体规律．阐明作用的机制，才能正确评价各断层的新活动性及评价区域构造稳定性。近年来，多采用与地质力学模拟相结合的数值模拟方法来进行这类研究和探索。
这类数值模拟研究的实质，是将某些区域或地区的现代地壳运动这一地质过程看作为一个力学作用过程，用数值计算的方法进行描述。它的基本研究思路是以深入的地质原型调研为基础，
通过对一些点上的已知信息的反拟合来推求面上的未知信息，包括区域构造应力场的作用方式和量级，应力 — 形变场的特征和应力
场、形变场和应变能密度分布等随时间的变化过程及发展演化趋势，取得一些必要的定量关系或数据，为断层新活动性及区域构造稳定性的量化评价提供依据。其研究步骤可概括如下。
(1)根据区域大地构造、区域地球物理、区域地震活动性、区域构造应力场基本特征等区域地球动力学环境和区域地质结构及断裂新活动性，以及地应力实测资料建立地质力学模型。
(2)根据研究区内地应力实例结果和震源机制解，以线弹性有限元分析反演区域构造应力量级及模型边界力源的作用方式。其方法是不断改变边界力的作用方式和大小，进行反复试取，使计算区内一些特定点的主应力计算值 (方向、大小 )
与已有震源机制解及地应力实测结果达到最佳拟合，从而求出边界力的作用方式和量级，据此建立区域应力 — 形变场的有限元分析模型。
(3)通过线弹性有限元分析得出区域应力场和应变能密度的基本特征．各断层两盘的相对位移矢量并判定各断层的活动方式。
(4)进行时效过程有限元分析 (粘 — 弹 — 塑性 )
研究应力场、形变场、各断层活动强度随时间的调整过程及地震应力释放对未来地震危险区的影响。
数值模拟不仅是验证野外地质现象的重要手段，而且是从总体上、全过程上和内部作用机制上对研究对象 (地质体 )深层次认识的重要途径。
但数值模拟既然是反面拟合，则必然有多解性。
排除多解性的主要途径首先是对 地质原型的深入观察和正确认识．在原型深入调研基础上合理地抽象建立模型就能将数值模拟导人正确轨道。
通过原型研究还应取得尽可能多的用于反演拟合的已知点，如地应力实测点，地震震源机制解点，
活动时代、错动速率不同的断层或断层段，历史上不同震级的地震震中等，使数值分析结果能与多个点、多种应力 — 形变场参数相似合，就可有效地排除多解性，使模拟结果与客观实际相符合。
数值模拟与地质原型的现场研究密切结合相互验证，才能使区域断层新活动性的研究不断深入。
4.1 基本概念及研究意义
活断层 (active fault)一般理解为目前还在持续活动的断层，或在历史时期或近期地质时期活动过、极可能在不远的将来重新活动的断层。
后一种情况也可称为潜在活断层 (potentially
active fault)。
断层在目前持续活动的标志，当然是判定活断层的无可争议的证据。如何判定潜在活断层则有各种不同的标准。人类历史时期有过活动记录的当然是潜在活断层。对近期地质历史时期却有不同的理解与限定。
有人将之限于全新世 (即最近 11000a以内 )，
有人则限于最近 35000a (以 14C确定绝对年龄的可靠上限 )之内，更有人限于晚更新世 (最近 100,000
a 或 500,000a)之内，或者根据近期地质历史时期
(例如第四纪期间 )有重复活动来判定。
从 工程使用时间尺度和断层活动时间测年的准确性来考虑，活动时间上限不宜太长，
应以前两者为适当。可能有重新活动的不远的将来，一般理解为重要建筑物如大坝、原子能电站等的使用年限之内，约为 100a一
200a。
活动断层有不同的活动特性,
持续不断缓慢蠕动的称为 蠕滑 (creep
slip)或稳滑,(stable slip);间断地、周期性突然错断的为 粘滑 (stick slip)，粘滑常伴有地震，是活断层的主要活动方式。一条长大活断层的不同区段可以有不同的活动方式。活断层的活动强度主要以其错动速率来判定。
但活断层错动速率是相当缓慢的，两盘相对位移平均达到 lmm／ a，已属相当强的活断层。
世界上最著名的活断层，为美国的 圣安德烈斯断层,两盘间年平均最大相对位移也只有 5cm。
所以，即使是现今还在蠕动的断层，也不能用一般的观测方法取得它活动的标志，而需采用重复精密水准测量 (水准环测或三角、三边测量 )。近年还采用全球定位系统 (GPS,Global
Positioning System)或超长基线 (VIBI)测量
法测得两盘相对位移。近年研究证明，断层位移往往伴有小地震，所以用密集地震台网精确测定小震震中沿断层线分布 (参见图 6— 23)，也是判定断层活动的可靠标志。有些间断活动的断层，在其非活动期，断层线两侧既无相对位移，沿断层也无小地震产生。但经过一定时期之后，在断层线上的某一点会发生较强地震，
有时还伴以位移达几米的地表错断。这类断层可从历史上地震和断层错动记录或从过去的强震震中沿断层分布取得其活动标志。
但即使在我国这样 — 个历史悠久的国家，地震历史记录也不过只有 3000a左右，仪器确切测定震中更是最近几十年来才实现的。所以判定断层活动性主要还是要依靠地质标志，即断层近期活动在最新沉积层中、在断层物质中或在地形地貌上留下来的证据。通过这些证据的详细研究，可以判定断层是否活动，其活动方式和规模及是否伴有地震。通过多种绝对年龄测定，
还可判定断层的活动时间、速率及重复活动的时间间隔或重复活动周期。
对活断层进行工程地质研究的重要意义有以下两个方面。
其一是断层的地面错动及其附近的伴生的地面变形，往往会直接损害跨断层修建或建于其邻近的建筑物。
其次是活断层多伴有地震，而强烈地震又会使建于活断层附近的较大范围内的建筑物受到损害。
活断层错动直接损害建筑物的例子迄今为止为数不多。在我国则有 1976年唐山地震时的长达 8km的地表错断。它呈北 30° 东方向由市区通过，最大水平错距 3m，垂直断距 0.7一 lm，
错开了道路、围墙、房屋、水泥地面等一切地面建筑物。
宁夏石咀山红果子沟一带的活断层，也将明代 (约 400a前 )长城边墙水平错开 1.45m(右旋 )，
且西升东降垂直断距约 0.9m。日本神户附近的六甲地区活断层对建筑物的影响也是一个较好例子。
津田调查了六甲山南侧平原和阶地上建筑物出现裂缝的情况，并以统计法编制了受损害建筑物等密线图。图上的高密度延伸线恰好与六甲山麓发育的几条活断层的延长线一致，表明建筑物的损坏与断层活动有关。美国被活断层错开的建筑物
沿活断层产生粘滑或其锁固点、端点破裂而发生错动，则积蓄的弹性应变能的释放就造成地震。 所以预测地震危险性或水库诱发地震的可能性都需要首先研究活断层，判定其 活动时代，错动速率、重复活动的证据和重现周期 。
正是由于地震预报的广泛研究，促使地震地质迅速发展，而地震地质工作的首要任务是鉴别是否存在能,发震,的活断层。近 30a内对活断层的研究取得较大进展。世界各地都鉴别出了一些活断层，并逐步积累了其活动特性和错动规模的大量实际资料。有些国家还编制和出版了近期活动断层图，对活断层的调查、判定，
监测方法也取得了不少经验 。
风火山隧道北部断裂切割表层第四系和公路的裂缝延伸特征（镜向西）
风火山隧道北部断裂切割表层第四系和公路的裂缝延伸特征（镜向西）
风火山隧道北部断裂切割表层 第四系 的裂缝延伸特征（镜向西）
裂缝最大宽度 5－ 10mm，延伸长度 200m
昆仑山口断裂带断层的现今活动在地表的显示
F2-2
镜向 NW
4.2 活断层的特性活断层的特性包括活断层的类型和活动方式，活断层的规模，活断层的错动速率及其分级，活断层的重复活动周期，以及作为活断层活动记录的古地震事件等。
4.2.1 活断层的类型和活动方式按构造应力状态及两盘相对位移的性质，
可将活断层划分为地质上熟悉的三种类型，
即,走向滑动或平移断层,逆断层和正断层 。
其中以走向滑动型最为常见。三类活断层由于几何特征和运动特性不同，所以它们对工程场地的影响也各异。
4.2.1.1 走向滑动或平移断层最大最小主应力近于水平，所以两者之间的最大剪应力面，亦即此类断层的断层面，近于直立，因之其地表出露线也就最为平直；常表现为极窄的直线形断崖。主要是断层面两侧相对的水平运动，相对的垂直升降很小。河流最易于沿这种断层发育，水工建筑物也就最易于受到这种活断层的威胁。如断层与坝轴线小角度斜交，由于断层错动而造成的心墙拉开宽度可以相当大 (图
4— 4)。有名的走向滑动型活断层有美国加州的圣安德烈斯断层 系 。
土耳其安纳托利亚断层系，新西兰的阿尔卑斯断层系等。几个被活断层错开的土坝，运河主要是被这类活断层所错开的。我国的活断层也以走向滑动型为最多，特别是西南和西北，有些走滑型活断层规模非常巨大；例如塔里木断块南的阿尔金山断裂，青藏断块内部的鲜水河断裂，川滇断块西界的红河断裂都是我国西部长达数百到数千公里的活动着的走滑断裂。这些断层的水平错动往往在地形上留下明显迹象，
尤以对水系的错动改造最为明显
4.2.1.2 逆断层最大主应力近于水平，最小主应力近于垂直。
走向垂直于最大主应力的断层面与水平面夹角一般小于 45°,往往为 20-40°,且由于位移是水平挤压形成的，断层面两侧的点之间的距离总是由于位移而缩短。上盘除上升外还产生地面变形，往往伴以多个分支或次级断层的错动 (图 4-6)。如 1971年美国圣费尔南多地震时使圣费尔南多断层 (逆断层 )
产生逆冲错动。下降盘无地表变形及破裂，上升盘抬升近 2m以上，并有强烈变形，许多小的次级断层主要集中在距主断面 1km之内，但距主断面
2.5km尚有一条产生 150mm相对位移的次级断层。
逆断层的断层线往往是波状弯曲的，断层带也较平移断层宽得多，由于上升盘隆起和倒悬的断层崖易产生滑坡，所以逆断层的确切位臵最难于确定和预测。世界上很多大的山系以逆断层为其边界，如喜马拉雅山、安第斯山等，世界上许多大的地震都是伴随板块俯冲带或大陆碰撞带的逆断层错动产生的。这类逆断层有时地表变形范围很大，如 1964年阿拉斯加地震,200000km2范围内变形最大垂直上升达 12m。
在我国逆冲型活断层主要发育于西部地区。
受印度板块年速率约 6cm的 NNE向俯冲的推挤，
自南而北有喜马拉雅山南麓逆冲推覆断层，天山南侧，天山北侧逆冲推覆断层等几个长达数百公里走向近东西的逆冲型活断层，青藏断块东界的北段，则有走向北东的龙门山逆掩推覆断层；所有这些断层都是活动性强烈的发震断层。
4.2.1.3 正断层
最大主应力近于垂直最小主应力近于水平。
走向垂直于最小主应力且与最大主应力呈锐角的断层面与水平面夹角大于 45°,一般为 60一 80° 。
在错动过程中，垂直断面走向的水平方向有所伸长。伴随这类断层活动的变形 (下沉 )和分支断层错动，主要集中于下降盘 (图 4-7)。与河谷平行断面倾斜的正断层，可以使拦河坝产生比其它形式断层运动更宽的初始裂缝 (图 4-8)。一般说来，这类断层的可识别程度介于走滑断层和逆断层之间，
其影响带宽度和对工程的危害程度也介于两者之间。
地壳上承受水平张应力的地带主要沿大洋中脊分布。 大陆上以现代活动正断层为主的地带有东非断裂谷，美国的盆地与山脉区 (内华达、犹他及其附近地带 )，欧洲莱茵地堑系，苏联贝加尔湖地堑等。我国东部大陆边缘活动带的扩展与沉陷，
在华北平原、渤海湾与松辽平原形成了一系列地堑系或裂谷系。地堑边缘的张性正断层是东部地区活断层中的主要类型。鄂尔多斯地块周围也有银川地堑、河套地堑和汾渭地堑系等一系列地堑盆地。地堑盆地中新生代沉积层厚有的达数百至千米 (汾渭地堑系 )，
有的达几千米 (华北平原地堑系 )有的达 12000m(渤海湾中的渤中拗陷 )，这表明这些断裂的新生代适动以正断运动为主，另一方面，沿这些断裂带的地震震源机制，地震断层以及地震前后的形变测量又都表明这些断层都有很大的水平分量，表明其现代活动性与典型张性构造区和典型的内陆裂谷带有所不同。
上述三种活断层的位移矢量都分别是单纯走滑或倾滑，其产生的应力场是三个主应力方向中的两个是水平的而另一个是垂直的。实际应力场往往是复杂的，三个主应力方向既不完全水平也不完全垂直，而是由不同的水平和垂直分量所合成。因之，断层的位移矢量也多由不同的倾滑、
走滑分量所合成。而活断层的类型也就可以是左
(或右 )旋走滑逆冲断层或左 (或右 )旋走滑正断层等多种形式。
断层活动受区域构造应力场所支配。内陆活断层是地块间相互运动调整的枢纽。
由于这些地块是相互镶嵌的而且它们的结构及受力状况不均一，地块间的相对挤压、拉张和剪切错动就构成了这些大小地块和断块之间的断层活动，呈现出相当复杂的情况。除了这些活动断裂的不同段落有不同的活动方式，由于它们相互间的联系，构成网络状，各断层的活动往往不是孤立的，而是相互牵制、相互调整和相互转换的。
一条活断层的终端点是要以各方式转换为另一种形式的活动，以调整地块运动所造成的地壳拉张，
缩短和扭曲。研究活动断层相互转换的状况，对了解现代构造应力场、认识地震活动规律有重要的意义。
按断裂的主次关系又可将活断层分为主断层
(main fault)，分支断层 (branch,fault)和次级断层 (secondary fault)。次级断层从平面上看来与主断层无关，实际上在剖面上它仍属主断层的分支，对于逆断层来说主要产生在上升盘，而对于正断层来说则主要产生在下降盘 (参见图 4-6和图 4-7)，而走向滑动断层则很少有次级断层伴生。
断层类型不同由主断层中线到分支和次级断层带外缘的宽度也各不相同。走向错动断层为最窄，逆断层为最宽。根据已有地表错断的实际观测资料，各带的宽度如表 4-1。
活断层活动的两种基本方式是 粘滑与稳滑 。
粘滑 错动是间断性突然性发生的。在一定时间段内断层的两盘就如同粘在一起 (锁固起来 )，
不产生或仅有极其微弱的相互错动，一旦应力达到锁固段的强度极限，较大幅度的相互错动就在瞬时之内突然发生，锁固期间积蓄起来的弹性应变能也就突然释放出来而发生较强地震。这种瞬间发生的强烈错动间断的，周期性的发生，沿这种断层就有周期性的地震活动。
稳（蠕 )滑 的错动是持续地平稳地发生的。由于断层两盘岩体强度低，或由于断层带内有软弱充填物或有高孔隙水压力，在受力过程中就会持续不断的相互错动而不能锁固以积蓄应变能,
这种方式活动的断层仅伴有小震或无地震活动 。
有些断层则兼有粘滑与蠕滑 。 这三种方式的错动位移随时间的变化如图 4-9所示 。
近年来，一些研究者注意到了粘滑型断层在大震前后一段时间内在震源区及其外围的蠕滑现象。 1976年唐山地震前后的一些宏观现象，如井壁坍塌变形，沿八宝山断层地下水位的变化、河北省中部的井喷现象等，都可能与深部断层的蠕动有关。据唐山地震区地形变资料反演求得的震中区 8km-6km的地带内，于 1969-1975年发生了走滑错距为 104cm的无震蠕滑、走向和倾向滑动的平均速率分别达 18.6cm/a 和 1.4cm／ a。
我国大陆内部还有一种特殊的反映断裂蠕动的构造形式：因地壳块体或断裂带蠕动，导致在地面产生一系列微型破裂构造，一般称为地裂缝
(ground fissure)或,地裂,现象。典型代表有西安地裂缝。当然地面裂缝有多种成因，外生的地裂分布是比较广泛的。但上述的地裂现象不受地貌、土质和水文条件影响而广泛分布在大范围内，与区域构造方向和区域应力场方向协调，表现出有统一的受力方向，反映出它们可能是一种大范围构造活动或深部断裂的蠕动而引起的地表蠕裂现象。
西安地裂缝就被认为是由于渭河断陷南侧的长安临潼断裂的张性蠕动，为厚达一千余米的第四纪土层提供了潜在临空面，在自重应力场作用下产生了侧向扩展 (gravitational lateral
spreading)而形成的；
4.2.2 活断层的长度和断距活断层的长度和断距是表征活断层规模的重要数据，通常用强震导致的地面破裂 (地震断层或地表错断 )的长度 (L)和伴随地震产生的一次突然错断的最大位移值 (D)表示。通过对地表错断的研究，可以了解地震破裂的方式和过程，判定地震断层动力学特征，又可了解地震时的地面效应，
判定地震危险性和震害程度，为在活断层区修建建筑物的抗震设计提供参数。所以近年来世界各地都对地表错断进行了广泛的研究。近年来，我国地震部门也对全国 40余条地震地表错断进行了研究 (图 4一 11)。
断层名称 地震名称 地震时间 震级 地表错断距离（ cm)
地表错断长 度
（ km)水平 垂直蒙古 博 格多断层 戈壁 — 拉尔秦地震 1957.10.28 8.0
885左旋
（ 1000-1200*） ± 300 272
日本根尾谷断层卿村断层山田断层丹那断层鹿野断层吉冈断层三和断层浓尾地震北丹后地震北丹后地震北丹后地震鸟取地震鸟取地震三河地震
981.10.28
927.3.7
1927.3.7
1930.11.26
1943.9.10
1943.9.10
1945.1.13
8.4
7.5
7.5
7.0
7.4
7.4
7.1
200左旋
270左旋
80右旋
300左旋
150左旋
90右旋
150
600
80
70
± 200
80
50
200
90
18
7
35
8
45
9.0
美国加 州圣安德烈斯断层加 州英佩里尔谷断层内华达州费尔维蜂断层阿拉斯加费尔维塞尔断层蒙大拿州赫布根断层加 州圣安德烈斯断层加 州英佩里尔谷断层旧金山地震英佩里尔谷断层费尔维蜂断层费尔维塞尔断层赫布根湖地震帕克费尔德地震
1906.4
194.05.18
1954.12.16
1958
1959.8.18
1966.6.27
1966.3
8.3
7.1
7.1
8.0
7.1
5.5
3.6
640右旋
580右旋
420右旋
645右旋
—
17.4右旋
1.5右旋
590
120
360（正断）
180
550 正断
4.8
435
64
57.6
175-200
26
37
10
新西兰阿瓦特雷断层怀拉拉帕断层怀特克里克断层罗托克胡断层南岛 Buller地震
1984
1855
1926.6.17
1968
7.8
610右旋
1220右旋
215左旋
200右旋
30
275
455
90
96
144
32
土尔其安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带安纳托里亚断层带埃津兼地震埃尔巴地震博卢 — 格雷德地震叶尼斯地震木都尔努地震木腊迪耶地震格韦地震托西亚地震
1939.12.26
1942.12.20
1944.2.1
1953.3.18
1967.7.22
1976.11.24
1957.5.26
1943.11.26
7.9
7.0
7.2
7.4
7.2
7.6
7.1
7.2
420右旋
200右旋
360右旋
430右旋
230右旋
380右旋
160右旋
150右旋
150
50
100
0
180
350
50
190
60
80
55
40
265
表 4— 2 国外一些地震断层的地表错断历史记录研究表明，地震地表错断长度自 <1km至数百公里，最大位移自几十厘米至十余米 (表 4－ 2、表
4－ 3)。一般说来地震震级愈大，震源深度愈浅，
则地表错断就愈长。大于 7.5级的浅源地震均伴有地表错断，而小于 5.5级的地震则除个别特例外均无地表错断。同样震级的地震则由于震源深度不同或锁固段岩体强度不同而地表断裂的长度各不相同。一般认为，地面上产生的最长地震地表断裂，可以代表地震震源断层的长度。而地震震源断层长度与震级大小是正相关的。所以各国学者又开展了地震震级与地表破裂长度及地表断层位移的统计关系分析，力图建立它们之间的相关关系式，以便据已知断裂估计可能地震震级，
或者据已知震级估计工程场地可能出现的位错的大我国已有的这类关系式有,M=1.19lgL+5.25
L=0.56M-2.25
日本松田时彦得出的关系式为：
M=（ 1/0.6） lgL+4.85
lgD=0.55M-3.71
博泥拉通过统计、回归分析，获得如下关系式：
Ms(L)=6.04+0.708lgL
4,2,3 活断层的错动速率和重复错动周期活断层的错动速率是反映活断层活动强弱、
断层所在地区应变速率大小的重要数据。如前所述，活断层的活动方式以粘滑为主，往往是间断性地产生突然错断，所以错动速率以一定时间段内的平均错动速率表示。断层的错动速率愈大，
两次突然错断之间的时间间隔，亦即其重复错动周期，也就愈短。突然错动事件总是伴有地震，
所以重复错动周期也就是地震重现周期
(earthquake recurrent interval)。错动速率和地震重现周期是长期地震预报的重要数据。
近十年来在这方面的研究取得了突破性进展，为定量估计一些主要活断层的地震危险性奠定了坚实的基础。
世界范围的活断层研究表明，活断层的错动速率很小，一般为每年不足 1毫米到几毫米，最强的也仅有每年几十毫米。板块边缘断层最强，一般为几 cm／ a，如美国加州圣安德烈斯断层带最大速率为 5cm/a。我国的活断层一般均为板块内部断层，活动速率要小得多。研究表明，我国活断层错动速率大小具有明显的区域性。大致以东经 105
度为界，东部与西部不同，东部华北与华南又不同。
自上新世晚期以来的位移总量，在西部为数公里至二十公里，在东部则为数十米至数千米。东部的错动速率华北为每年不足 1mm到数毫米 (鄂尔多斯周边 )，华南、东北则一般小于 0,1mm。西部错动速率则达每年数毫米至 lOmm以上。我国主要活断层错动速率分布如图 4— 16所示。我国一些主要活断层的错动速率见表 4— 4。
根据断层的错动速率，可以将活断层分为活动强烈程度不等的级别。日本分为如表 4— 5所示的五级，我国则分为如表 4— 6所示的四个级。
断层位置 断层名称长度
km 走向 时代 活动方式 错动速率切割深度地震活动
M
6— 6.9
M
7— 7.9
M
>8
东北海城断裂金州断裂
70
200
NWW
NE
Q
Q
S
Nor
1.0
0.1— 1.0
M
M * *
*
*
华北平原高丽营黄庄断裂顺义断裂唐山断裂沧东断裂祈沐断裂
100
100
50
350
330
NE
NE
NE
NNE
NNE
Q
N— Q
Q
Q
Q
Nor
Nor T
S
Nor
S
0.13
0.1
0.1
0.02
1— 2
M
C
M
C
M
*
*
*
* *
汾河地堑系大同口泉断裂天镇阳高断裂太谷山前断裂运城盆地韩城兰田断裂渭河大断裂
185
83
123
142
200
380
NE
NEE
NE
NE
NE
EW
Q
Q
Q
Q
Q
Q3-Q4
S
S
Nor
Nor
Nor
Nor
0.1
0.048
0.086
0.117
2.5（ 0.6+）
1.0
M
M
M
M
M
M
* *
* *
*
* * * *
*
银川地堑银川平罗断裂贺兰山断裂
70
120
NNE
NNE
Q4
Q4
Nor
Nor
2.0
0.9— 1.3
C
C
* * *
*
河套地堑大青山前缘断裂鄂尔多斯断裂
160
300
EW
EW
Q4
Q3-Q4
Nor
Nor
1.3
0.7
*
新疆 富蕴断裂 180 NNW Q4 S（右） 4— 12 *
青藏高原周边阿尔金山断裂昌马断裂香山 — 天景山裂海源断裂鲜水河断裂安宁河断裂则木河断裂小江断裂红河断裂
1600
120
200
237
360
350
140
300
NEE
NWW
NWW
NWW
NW
SN
NNW
NNE-SN
NNW
Q
N-Q
Q4
Q
Q
Q
Q
Q
S（左）
S（左） +T
S（左）
S（左）
S（左）
S（左） +T
S（左） +T
S（左）
S（右）
5 — 7
4.5-6.5（ H） 1-1.4（ V）
1.76— 3.3
6— 10
7.5
5.7（南） 1.0（北）
4.9
6.4— 7.0
8
M
M
C
M
M
M
C
M
*
* * **
*
*
*
* * *
*
*
表 4— 4 中国主要活断层错动速率注,上表中 Nor正断 ; T逆滑 ; S走滑 ; ( )左右表示左旋或右旋 ; M超壳 ; C壳断裂 ;
*代表一次地震活动
活断层的错动速率多以地质地貌分析法和沿
(跨 )断层重复测量或仪器监测来测定（甚长基线测量，三角测量和 GPS等）。对话断层的蠕滑段，
可采用跨断层精密测量或伸缩仪定点仪器观测确定其错动速率。而对于粘滑段，这样测得的年错动速率仪是平均年错动速率的一小部分，即蠕沿成分的速率。而平均错动速率的主要部分则来自间断发生的突然错动事件，这种突然错动事件也就是古地震事件。这类事件总是要留下地质的或地貌的证据，通过地质地貌分析，判定事件的次数、累积错动距、各事件的绝对年龄，就可求出平均错动速率和重复错动周期,
古地震事件的地貌证据最为直观，如断层以走滑为主则有：断错冲沟、溪流、阶地、冲积扇和山脊。如以倾滑为主或有较大的倾滑分量，则形成断层陡坎和断层三角面 (triangular facet)。
沿陡峻断层陡崖往往形成滑坡群。溪沟错断或正断层下陷，往往形成断塞塘或下陷塘 (sag pond)。
1932年甘肃昌马 7.5级地震就留下了很多的断错地貌证据 (图 4-17)
如断层活动以倾滑为主，形成相当陡的断层崖。
后期重力崩塌和流水侵蚀将 此陡斜面改造为缓的侵蚀面，陡坎顶部的坡折点将会不断后退，经过足够长的时间，演化为接近休止角的稳定缓坡，剖面线也趋近于圆滑曲线。如果突然错断事件沿同一断层面间断地发生多次，则陡坎的演化就会有如图
4— 20所示的复杂过程。图中表示出沿断层面曾发生过三次错断事件，先后形成 F1,F2,F3三个陡倾错断面。经重力及流水改造形成 E1,E 2两个稳定侵蚀面和 F`3一个尚未达到稳定的自由面。
断层陡崖的下盘则形成一个平缓的堆积斜坡，在断层陡崖崖脚先后形成 D1,D2,D3三个崩积楔，将断层陡崖下部掩埋起来。在这种情况下计算每次错断的位移位并测定平均错动速率，需要地貌与地质证据并用，开挖探槽至最早的崩积楔 D1底部，
求得 D1底面与断层面交点 P1，延长 Ou线使之与断层面上延线相交求得交点 P2。则 P1P2即为三次错断的累积错距。如求得三个崩积楔的绝对年龄值．再将 F1,F2,F3值分别求出，就可以求出平均错动速率及地震事件的重复间隔。
R,C,Buckman(1979)等研究美国内华达地区断层时发现，断层崖的主坡角 (如图 4-20的 F3`,E2、
E1)与其年龄呈负对数相关，其统计经验公式为：
θ ＝ -8.5lgT+52.5 (4-5)
其中,θ 为断层崖侵蚀面坡角 (度 )； T为断层崖的年龄 (年 )。用此式计算得出昌马断裂于昌马地震之前形成的两级断层崖的年龄分别为：最早一次错断形成的最高一级断崖为距今 10847a，第二级断崖则距今 1968a(见图 4— 17,G)。
古地震震动效应主要是近代沉积层中保存的喷砂活动迹象。这种现象在我国最早发现子宁夏中宁，最近根据探槽揭露的喷砂活动判定了京、
津、唐地区距今 40 00 a和 100 0a的两次大地震事件 (图 4— 24,25,26）。一次事件发生在绝对年龄为 3999± 90a的 q层之前，一次则发生于年龄为
1690± 90a的 q层之后，绝对年龄为 103060a的 r层沉积之前。由此可判定古地震重现间隔约为 3000
a。
表 4-9 我国一些主要活断裂古地震事件和强震重复间隔活动断裂名 称 活断形状最近一次强震时间与震级古地震事件期次 距今年代强震重复间隔（ a）
最近两次 历次平均 备注阿尔金山断裂（东段） 左旋逆走滑
a 38450 ± 1859
b 24530 ± 2590
c 20675 ± 1142
d 18580 ± 300
e 12120 ± 160
>3000
邢成启
1988
昌马断裂 左旋走滑逆冲 1932.12.15M=7.5 a 5100 ± 340b 3100 ± 280 3040 2500 侯珍清 1985
海原断裂 左旋逆走滑 1920.12.16
M=8.5
a 9360
b 7380 ± 103
c 6300 ± 70
d 3680 ± 60
～3600 2325
刘百汪一鹏
1985
富蕴断裂 右旋走滑 1930.8.10M=8.0
a 全新世早期 b 7000～8000
c 3000 d 830 ± 30
e 230 f 105 ± 3.
冯先岳
1985
宁夏香山天景山断裂东段 1709 M=7.5 5100 4800
汪一鹏
1990西段
a 22090 b 17240
c 12960 d? 全新世 5100
鲜水河断裂 左旋逆走滑 1973.2.6M=7.6
a 8910 ± 270 b 7430 ± 240
b 5150 ± 170 d 4110
± 180
c 3830 ± 180 f 3270 ± 160
d 2820 ± 160 h 2100 ± 150
200— 300
李天诏
（ 1986）
赵翔
（ 1984）
安宁河断裂
（北段）
左旋逆走滑 a? 缺年龄 b 3736 ± 102c 2790 ± 150 d 1957 ± 150
e 920 ± 80
940 钱洪等 1989
则木河断裂 左旋逆走滑 a 5615 ± 115b 缺年龄值 c 745 ± 85 678 885— 1275 任金卫活动断裂名 称 活断形状最近一次强震时间与震级古地震事件期次 距今年代强震重复间隔（ a） 备注最近两次 历次平均小江断裂
（西支） 右旋走滑
1883
M=8
a 4162 ± 105
b 3210± 210
c 缺年龄值
d 2823± 75
900 阵眸 李坪1985 1988
红河断裂 右旋走滑 全新世期间至少发生四次强震事件 最大值约 为 2000a C.Allen.K.E.Sieh,韩源等贺兰山山前断裂右旋走滑正断层
1739.1.3
M=8
a >8000
b 4760
c 2720
d 247
2473 >2000 廖玉华
1986
渭河断裂 右旋走滑 正断层 1556.1.23M=8 a 2000 1570 李永善等 1982
唐山丰南断裂右旋走滑正断层
1976.7.28
M=7.8
a 1486
b 7665 ± 105 ～7600 7400
王挺梅
1984
焱庐断裂 右旋逆走滑 1668.7.25M=8.5
a 11000
b 7400
c 3500
d 320
～3200 3500 高维明等
1988
续表
另外一种计算地震重复周期的原理为重复周期 (R)与断裂平均错动速度 (S)成反比，而与一次强震产生的位错量 (D)成正比，即：
Rx=D/S (4— 6)
上式适用于构造应变仅由突发性弹性位错所释放，即断层错动仅为粘滑形式。如果构造应变的释放是粘滑,蠕滑兼而有之，则大地震事件的重现周期为：
Rx＝ D/(D一 C) (4— 7)
式中 C为平均年蠕滑速率。
4,3 活断层活动的时空不均匀性
活断层在全新世期间的活动在全世界范围内都表现出明显的时空不均匀性。
在时间上的不均匀性主要表现在活动强度随时间有较大的变化,一时活动强烈一时则活动微弱，因此突然错动事件在某一时间段就显得十分密集而在另一时间段则相对稀疏得多。似乎是这些事件群集发生在其一时间段内。
在空间上的不均匀性主要表现在不同大地构造区内断层活动强度显著不同,同一断层的不同分支或不同段落也有显著差异。随时间的延续，
这些活动区或活动段落又会变为活动微弱或不活动，而另外一些微弱活动或不活动的区段又转化为强烈活动区段，表现为强烈活动区段发生了迁移。
查明活断层活动性的时空不均匀性，研究古地震事件的群集期 (活跃期 )和平静期的交替以及划分活动性不同的区段，并判定其迁移过程，才能较准确地判定强震复发间隔，为地震危险性分折提供合理参数 。只有这样才能提高区域稳定性评价、地震危险性评估及概率分析水平。
近年来，我国许多横跨活断层揭露出的大量古地震事件的研究表明，在全新世内活断层的活动速率也有明显变化，表现为快速滑动与缓慢滑动。活动阶段与静止阶段相交替的间歇活动特点。
这一特点和我国长期历史地震记录所表现出的地震活动分期分幕、有活跃期与平静期的特点相一致。古地震事件的群集期代表活跃期而分布稀疏期则代表平静期。
图 4— 30给出了青藏高原内部及其边缘、甘新一带、
华北三个地带的 16条活断层上 120 00 a以来的古地震事件在时间上的分布情况。
由时间序列图可以看出以下的一些有实际意义的情况。
1．青藏高原区 10条活断层 (图 4— 30中的
No,2— 11)共揭露出 51次破裂事件，总计平均重复错断间隔为 2100a.
2．不同活断层上错动事件在时间分布的组合方式方面是多种多样的，大致可分为三种类型，
即：单发式、群发式和混合式。
每隔较长时间间隔发生一次强大事件且时间间隔比较均匀一致的为单发式。例如郯庐断裂中段沂沭断裂和新疆二台断裂都是每隔 3000一 3500
a发生一次强烈事件 (地震震级 8级左右 )。
在某一时间段内群集发生多次事件而在此时间段以外则比较平静的为群发式。例如阿尔金山断裂西段在距今 2000一 4500 a发生群集的多次事件，
而在此时间段以外则仅有个别事件发生。
既有事件群集发生阶段也有单发阶段为混合型．例如鲜水河断裂。
4,3,2 活断层错动在空间上的不均匀性
从前一节断层平均错动速率的讨论中可以明显看出，我国活断层的错动速率具有区域性的不均匀性 (见图 4一 16)。西部高于东部，东部的华北又高于东北和华南。
由于有这种区域性的差异，故有的研究者将我国划分为如图 4— 31所示的新疆、青藏、东北、华北、
华南、台湾、南海七个断块区。其中紧邻板块碰撞带的青藏高原及其周边，紧邻板块俯冲带的台湾，断层的新活动较为强烈。
同一区域的不同断层，同一断层的不同分支或同一断层的不同段落，其活动性也是不均匀的
（以滇西北地区为例说明）。
4,4 活断层区规划设计建筑物的原则
大坝和原子能电站这类极重要和失事后果很严重的建筑物，最好不要在活动断层附近选择场地。如果必须在有活断层的强烈地震区修建，例如开发我国西南地区的丰富水力资源，既不可避免地要在有活动断层和强烈地震区建筑大坝，此时必须 在场址选择,建筑物类型选择 和 结构设计上采取必要的措施以保障建筑物的安全可取。
4.4.1规划选场
要对几个相互比较的场址进行断层相对活动性评价。
(1)有低级别的活断层的场地优于有高级别的，
有活动时期老的断层的场地优于有活动时期新的，
有全新世 (11000 a)内无活动的断层的场地优于有全新世内有活动的断层的场地等；
(2)尽可能避开主断层带；
(3)如为逆断层或正断层类型，尽可能避开有强烈地表变形和分支、次生断裂发育的断层上盘
(逆断层的上升盘、正断层下降盘 )。如有较大的正、逆断层，场地往往需要选在距主断面数千米之外。
4.4.2建筑物类型选择
若证实场地中有活断层穿过，或场地位于活动的逆、正断层上盘有可能产生分支及次级错断，
则应选择在错动下不致破坏的建筑物型式。
对于坝来说，在上述情况下均不宜建筑混凝土坝，而只能建散体堆填坝。
所有混凝土坝都是坚硬脆性的，除少数例外均建于基岩上，靠坝与基岩接触面上的联系来保证建筑物的安全可靠。任何有垂向分量的断层错动，即使是错动为 l0一 20mm的次级断层错动，必然或者是使坝离开地基．破坏它与地基的联系，
或是坝体中产生破裂。
在混凝土重力坝的情况下，断层错动如破坏了坝底面与地基的联系，则坝底面必然要承受水的全扬压力，其结果必然产生沿坝底面的浅层滑动而造成坝的失事。
如为混凝土拱坝，坝的两个部分之间如果产生突然错动，既使错动值仅为 0.25一 0.5m，就会由于混凝土的压碎或坝的一端与拱座脱离造成坝的突然和全部毁坏。
散体堆填坝即使坝体两个部分被错开 3— 5m，
也不会导致坝的破坏。因为坝体本身非常宽厚而且是柔性的，单纯这种错动可以通过坝体自身调整来适应。
只要正确设计使错动后坝体内不残留开口裂缝，沿错动带虽有强烈渗流但不致发生管涌，则坝本身不会失事，而且修复也很容易，只要对被错开的心墙部分进行灌浆就可以修复使用。
选 堆填坝 还有一个重要的 好处,即改变设计的适应性强。通常在清理坝基时往往可以得到可信赖的断层活动资料，如发现原设计时未考虑到的断层新活动证据。改变堆填坝的设计细节使之适应于地质环境是易于办到的。如系混凝土坝则必须完全改变设计，由于短期做不到这一点，以前开挖基坑的工作量往往报废。
4.4.3 建筑物结构设计
4.4.3.1 土坝结构设计原则
近 200年的活动断层最大位移一般小于 5-
7m．平均小于 lm，所以设计的土坝应能保证在产生 5-7m的错动时不致出现大的开裂，不致由于沿错动带的强烈渗流引起管涌而溃决。所以一般设计为有相当厚的无粘性土过渡带的多种土质坝。
（ 1）保证错动后不残存深大开口裂缝
砂、砾石、砂砾混合物和硬岩石的块石，如无相当量的粘土粉土混入物是无粘性的，所以不能支持达一定高度的陡立裂缝边壁。
因之在这种土体中产生错动后，断层位移瞬时形成的任何开口裂缝部立即被缝壁坍塌所封闭，因而裂缝不致存留下来。或者说这类材料可以起填缝塞 (crack stoppers)的作用。高土坝为了消除差异沉陷在坝体内出现的裂缝，也用这种无粘性土过渡带作为填缝塞，所不同的是用于防止活断层错动出现的裂缝者要厚得多。
错动后一般在接近坝项面处残留一定深度的开口裂缝 (图 4-8）。开口裂隙最大深度可以按以下方法估算。。
(2)能安全控制大的渗流量
即使粘性心墙由于断层错动而错开，由于心墙两侧的无粘性土的过渡带渗透性低，渗流量可以被降低到一个可以安全控制的数量。下游有一堆石带渗透性很强，最大可能渗流量可以通过此带由坝趾处安全泄出。无粘性土的过渡带与块石带之间要按反滤层原理设计保证不发生潜蚀。
可以用简化为由无粘性土过渡带和下游组堆石带两个要素组成的示意剖面 (图 4-36）：估算最大渗流量，并说明即使在没有粘土心墙的情况下，
渗流量虽大但坝仍是安全的。
实际上一般设计的心墙两侧对称，心墙上、
下游都有一个无粘性土过渡带，如心墙错开，上游砂必然进入裂缝并将之充塞，下游过渡带砂也会以裂缝壁的坍塌而使本带内的裂缝闭合，从而使渗流量减小，且两侧对称也可以使被错断的心墙易于用灌浆法修复。
4.4.3.2 其它类型建筑物的结构措施实例
日本山阳新干线的新神户车站，建于两隧道之间的高架桥上，恰位于六甲山活断层之上。
由于地形及城市环境方面的原因，车站的位臵不能改变，只能采取适应于地质条件的结构。
4,5 活断层的调查监测与研究
4.5.1活断层的调查
活断层的工程地质调查目的在于准确确定建筑区附近活断层带位臵，确定建筑区内有无活断层，活断层带的宽度，错动最大幅值及变形带宽度，以及间断活动的时间间隔，如果伴有地震，
则应进行地震研究 (见第五章 )。
4.5.1.1 低阳光角航空摄影
航测照片可以看到地表研究所不能看到的迹象，在研究属于线性构造的断层中是很有用的。
有些主干走向错动活断层在图上极易看出．
另一些极端情况，例如逆断层，既使是有丰富经验的解译者也只能定为可疑断层，所以一定要两个有经验的人分别解译，以排除不可靠的主观判断。区域研究用 1,30000一 I,60000，详细研究用 I,10000一 1,200D0的图件。
4.5.1.2 开挖探槽
主要研究跨断层的最新沉积是否被断层错断及其错动幅度；提供含碳物质的样品以定绝对年龄，以便判定错动的时代；揭露重复错动证据，
如较老地层比新地层错距大、多次的地层砂土液化造成的多次喷砂的地层记录等等，以判定间歇错动的时间间隔。
所需探槽深度一般不大，约为 2-4m。
揭露后必须小心地以铲清除槽壁浮土，用刷和刮刀清理壁面以便详细观察和测绘细节。因为既使是大的活断层，最近期表层沉积中的错动带宽也仅有 10-20mm或更少，不仔细研究细节往往会作出错误结论。
在研究中须注意的以下几点；
(I)断层泥的表观,新鲜程度,不能用于作为断层近期活动的证据，因为在地表风化带以下断层往往成糊状未风化的外貌，由新鲜土及未风化的破碎岩石组成，既使数百年无措动也是这样。
(2)擦痕面方向不能作为判定相对运动的证据，
因为近地表处，不管断层位移方向怎样，断层泥都有向阻力最小的上方挤出的趋势。
4.5.2 活断层的监测
对工程或对发生较强地震有重要意义的活断层应监测其活动动态。
监测有位移检测和微震监测两方面，两者应配合进行。位移监测的方法是多种的，从不同时期的卫星影象的比较研究、基线重复测量到埋臵仪器检测。
4.5.3 活断层活动年代的测定
在地震地质、现代构造运动和大型工程设施区域稳定性研究中，确定断层最后一次活动至关重要。目前有两类确定方法；其一为确定断层活动时代区间，即活动年代的上限和下限，多以被断层错断或未错断的地质体或地貌面的年代来表示；其二为直接测定断层活动过程中产生的物质的年代，即提取断层活动生成的地质时计的计时信息。
4.5.4 断层活动性及区域构造稳定性的数值模拟研究
断层的新活动性受区域现代构造应力场所支配。一个地区往往有多条新活动断裂按特有的几何排列或断续相接或相互交切构成新活动断裂网络。在统一的构造应力场作用下，各断层的活动不是孤立的，而是相互联系、相互牵制、相互调整和相互转化的，不同方向的断裂活动的方式不同，同一断裂的不同段的活动强度也不同．构成特定的总体变形图像。
只有掌握地区地壳运动方式和特点这一总体规律．阐明作用的机制，才能正确评价各断层的新活动性及评价区域构造稳定性。近年来，多采用与地质力学模拟相结合的数值模拟方法来进行这类研究和探索。
这类数值模拟研究的实质，是将某些区域或地区的现代地壳运动这一地质过程看作为一个力学作用过程，用数值计算的方法进行描述。它的基本研究思路是以深入的地质原型调研为基础，
通过对一些点上的已知信息的反拟合来推求面上的未知信息，包括区域构造应力场的作用方式和量级，应力 — 形变场的特征和应力
场、形变场和应变能密度分布等随时间的变化过程及发展演化趋势，取得一些必要的定量关系或数据，为断层新活动性及区域构造稳定性的量化评价提供依据。其研究步骤可概括如下。
(1)根据区域大地构造、区域地球物理、区域地震活动性、区域构造应力场基本特征等区域地球动力学环境和区域地质结构及断裂新活动性，以及地应力实测资料建立地质力学模型。
(2)根据研究区内地应力实例结果和震源机制解，以线弹性有限元分析反演区域构造应力量级及模型边界力源的作用方式。其方法是不断改变边界力的作用方式和大小，进行反复试取，使计算区内一些特定点的主应力计算值 (方向、大小 )
与已有震源机制解及地应力实测结果达到最佳拟合，从而求出边界力的作用方式和量级，据此建立区域应力 — 形变场的有限元分析模型。
(3)通过线弹性有限元分析得出区域应力场和应变能密度的基本特征．各断层两盘的相对位移矢量并判定各断层的活动方式。
(4)进行时效过程有限元分析 (粘 — 弹 — 塑性 )
研究应力场、形变场、各断层活动强度随时间的调整过程及地震应力释放对未来地震危险区的影响。
数值模拟不仅是验证野外地质现象的重要手段，而且是从总体上、全过程上和内部作用机制上对研究对象 (地质体 )深层次认识的重要途径。
但数值模拟既然是反面拟合，则必然有多解性。
排除多解性的主要途径首先是对 地质原型的深入观察和正确认识．在原型深入调研基础上合理地抽象建立模型就能将数值模拟导人正确轨道。
通过原型研究还应取得尽可能多的用于反演拟合的已知点，如地应力实测点，地震震源机制解点，
活动时代、错动速率不同的断层或断层段，历史上不同震级的地震震中等，使数值分析结果能与多个点、多种应力 — 形变场参数相似合，就可有效地排除多解性，使模拟结果与客观实际相符合。
数值模拟与地质原型的现场研究密切结合相互验证，才能使区域断层新活动性的研究不断深入。
