陈书平，柳钧译，勾琪玮，袁浩伟

1)油气资源与探测国家重点实验室(中国石油大学(北京))，北京，102249;2)中国石油大学(北京)地球科学学院，北京，102249

内容提要：走滑构造是地壳上最重要也是最复杂的构造之一，尽管经历了长期研究历史，但在其某些特征方面还存在着不确定认识。笔者等基于力学和脆性破裂理论以及安德森断层模式，分析了走滑构造的成因类型及相关构造的几何学特点。在总结走滑构造基本特征的基础上，说明了沉积盆地中大型走滑构造是基底先存断层或薄弱面复活形成，局部有新生型的，提出了准摩擦滑动的概念。明确了直扭、压扭和张扭的含义，并将亚简单剪切应用于分析断层活动。细化了各种构造的发育顺序，讨论了不同性质构造的形成条件，强调了构造几何关系与走滑带应力性质的关系。归纳了花状构造形成的构造部位，明确了走滑构造带结构及其主控因素，并用于地表和地下走滑构造的识别。

走滑构造是走滑作用形成的构造总称。走滑构造可以是一条走滑断层，也可以是具有一定宽度的构造带，内部由交织的断层和断块组成，该构造带也称为走滑构造带或主位移带，该走滑带向深部都会连接在一条主走滑断层上。走滑作用就是指走滑断层或走滑构造带两侧岩体发生了沿走向方向(水平方向)的滑动或扭动。走滑构造是地壳上最普遍、最复杂、最具代表性的构造之一(Lowell, 1985；吴福元等, 1994；金之钧等, 2004；Cunningham and Mann, 2007；Allen et al., 2013；Anderson, 2018；贾承造等，2021)，其具有重要的油气地质意义(Lowell, 1985；池英柳和赵文智, 2000；Morley et al., 2004；Gogonenkov and Timurziev, 2010；Chen Shuping et al., 2010, 2018；余一欣等，2014；Ghamrya et al., 2020；刘永涛等，2020；Yuan Haowei et al., 2021；袁敬一等，2021；云露，2021a)。

尽管一般意义的走滑断层并不强调断面是否直立(Fossen, 2016)，但沉积盆地的走滑构造是指具有陡倾断面(走滑断层)或陡倾雁列轴面(走滑构造带)。走滑构造可划分出直扭型、张扭型和压扭型(Sanderson et al., 1984；Dooley and Schreurs, 2012；胡志伟等，2019; Chen Shuping, 2020a, b)，直扭型是指两断盘沿断层走向线做平行移动，张扭型是指两断盘有背离运动的趋势，压扭型是指两断盘有相向运动的趋势。尾端自由的平移断层也叫平推断层，连接不同构造的平移断层也叫变换断层或转换断层(Fossen，2016)。张扭和压扭与斜滑的概念有一定区别，斜滑指的是倾斜断面上盘的相对滑动(Richard et al., 1995；朱志澄，2006)，两盘相对滑动方向既不平行断层走向线，也不平行断层倾斜线，可划分为正—平移断层或平移—正断层、逆—平移断层或平移—逆断层，次要位移性质在前、主导位移性质在后。在安德森断层形成模式中，不存在斜滑断层，斜滑断层反映的是两期断层活动。

近年来，随着走滑带内不断有重要的油气发现(邓运华，2004；许志琴等，2004，2016；陈书平等，2010；徐长贵，2016；Wu Guanghui et al., 2018;尹帅等，2018；胡志伟等，2019；柳永军等，2019；石文龙等，2019)，走滑构造的研究得到了重视，在走滑带控油气方面取得了重要进展。走滑构造通过断裂作用，改善断裂带附近的储集物性(Lan Xiaodong et al., 2015；张保涛等,2015；马德波等，2019；云露，2021b)。走滑构造差异活动，既可以作为油气运移的有利通道，也可以形成油气遮挡与封闭条件，是控制油气沿走滑断裂带呈现平面上和垂向上差异富集的重要因素(Teng Changyu et al., 2014；邓尚等，2018；能源等，2018；;曹自成等，2020；刘宝增，2020；Wu Guanghui et al.，2020；杨海军等，2020)。但目前在关于走滑构造形成的力学条件、分支断层与主位移带几何关系、不同性质的分支断层出现的顺序和控制因素等方面还存在着一些不确定性认识。在走滑构造形成力学条件上，有的划分为纯剪切和简单剪切两种情况，但这两个概念是变形方式，而且也没有说明这两种“力”方式到底有什么区别。走滑构造带内部的多种构造，包括断层和褶皱出现的顺序如何、出现哪种构造的控制因素是什么等也都没有理论说明，大多数只是从物理模拟或数值模拟结果上进行现象说明。走滑构造带垂向上的构造变化决定因素是什么，构造带内部隆坳本质是什么，所谓的张扭、压扭断层断面上的应力状态如何，等等。笔者等基于二维静力学、脆性断裂理论和安德森断裂形成模式，试图对上述各方面问题尝试做一些理论说明，以期抛砖引玉，对走滑构造的认识和进一步研究起到一定的帮助作用和参考意义。

1 力与断裂

宏观上从外部看，力的作用方式可分共轴作用力和非共轴作用力(力偶)，前者对应一般意义上的纯剪切变形，后者对应一般意义上的简单剪切变形。如果内部有断层发生，断层两盘发生了相当程度的位移，则断层面附近的变形方式将都表现为简单剪切或亚简单剪切(Fossen, 2016)。因此，所谓的纯剪切和简单剪切要考虑观察尺度或构造序次。

岩石在力作用下，如果力大小超过岩石强度时，岩石就将发生破裂。适合地壳浅层岩石破坏的破裂准则是(莫尔—)库伦准则(Kohlstedt et al., 1995)和摩擦滑动准则(Byerlee，1978)(图1)。库伦准则认为，共轴力作用下可以形成两组共轭断裂，如Fc(图2a)，断裂面交线为中间应力轴，最大应力轴在锐角内，共轭剪裂角为90°-α，α为岩石的内摩擦角。库伦准则的表达式为：

图1 地壳浅处的岩石断裂准则(假定原岩、先存断裂、先存薄弱面的内摩擦角相等，原岩内聚力τ0最大，先存断裂内聚力为0，先存薄弱面内聚力在0和τ0之间)

τ=τ0*+σn*tgα

(1)

式中，τ为剪应力，τ0*为内聚力，σn*为有效正应力，α为内摩擦角，tgα为内摩擦系数。τ0*为0时，为摩擦滑动准则；τ0*为原岩内聚力τ0时，为库伦准则；τ0*介于0与τ0之间时，代表具有一定内聚力的先存薄弱面，如陡倾岩层面、软弱层、劈理等，定义为准摩擦滑动(Chen Shuping, 2020b)。

地壳浅部岩石，围压较小时，当张应力达到抗张极限时，就产生张断裂，以格里菲斯破裂准则(Griffith，1920)判断(图1中未画出)。这里的张断裂是指两盘位移方向与断面法线方向一致的断裂。

在力偶作用下，按库伦破裂理论，扭动带将不能直接形成平行力偶方向的断裂，而是首先发育与力偶方向斜交的断裂或褶皱带，然后沿该带发生断裂(图2b)(朱志澄，2006)。当岩石脆性较大内聚力较小时，初次断裂不明显或规模较小，这时扭动带表现为一条断层，即简单剪切走滑断层。当岩石塑性较大和内聚力也较大时，则容易形成明显的分支或伴生构造。

图2 共轴力与力偶和断裂(据Sylverster, 1988; Chen Shuping et al., 2013，修改)

如果岩石中存在先存断裂或薄弱面，先存断裂面上没有内聚力，则在原岩中新的共轭剪断裂形成前，将沿某些特定方向的先存断裂面首先发生摩擦滑动使断层复活(Byerlee，1978)。在图1中，线段EB上的点所代表的面就是活动先存断裂面，其示意范围见图3的竖线区。先存薄弱面，具有一定的内聚力，其值介于0与原岩内聚力之间，在新的库伦破裂形成前，发生准摩擦滑动(Chen Shuping and Chen Zongpeng，2020；Chen Shuping, 2020b)。在图1中，线段DC上的点所代表的面就是活动先存薄弱面，其示意范围见图3的横线区(由于与竖线相交，表现为网状区)。因此先存断裂或薄弱面存在时，将沿这些面首先形成断层，断层是单方向的，经常被误认为是简单剪切形成的。值得指出的是，图3中仅考虑了二维问题，即仅考虑了与中间主应力轴(σ2，与纸面垂直)平行的先存断面或薄弱面，活动先存断层或先存薄弱面的范围理论上与最大主应力轴的夹角是大于0°到小于90°。三维空间里，仍存在与中间主应力轴不平行的复活先存断层(Morley et al., 2004)，这里不做进一步讨论。

图3 新库伦破裂形成前先存断裂或薄弱面活动范围示意图

2 走滑构造力学成因

共轴挤压或纯剪切变形作用下，按安德森断层形成模式(Anderson, 1951)，在中间主应力垂直，最大和最小主应力水平条件时，将产生两组共轭走滑断层。两组共轭走滑断层的力学性质可以有不同形式，如压扭、张扭、直扭。走滑面上的正应力为压应力时定义为压扭(图4，压扭)，走滑面上的正应力为张应力时定义为张扭(图4，张扭)，走滑面上没有正应力时定义为直扭(图4，直扭)。共轴挤压一般不会形成大型走滑断层，只可用来解释少数走滑构造(Lowell，1985)，但是自然界中的两组共轭剪断裂往往其中一组发育，另一组不发育，具体表现就是一组密度大，另一组密度小。

图4 初期走滑构造成因机制

力偶或简单剪切作用下，当中间主应力轴直立时，可以形成与力偶斜交的斜向共轭剪断裂、张断裂等，这时的共轭剪断裂都为张扭(图4)。因为脆性较大，斜向断裂不明显时，表现为一条与力偶平行的走滑断层。但当中间主应力轴不垂直时，将形成正断层。这里的正断层是指最大主应力轴铅直、最小和中间主应力轴水平时形成的断裂，断裂面为库伦剪断裂面，上盘下降，下盘上升。关于力偶伴生断层的类型将在下文做进一步说明。

先存断裂或薄弱面存在时，且应力条件符合形成走滑断层应力条件，即中间主应力轴铅直，则在原岩中新的库伦剪断裂形成前，沿先存断裂或薄弱面将首先发生走滑活动，此时的走滑带就是单一方向的一条断层，走滑带可以表现为直扭、压扭或张扭。对于先存薄弱面，直扭、压扭和张扭相关极限应力莫尔圆可参见图4，此时的莫尔包络线为准摩擦滑动准则。对于先存断层，由于内聚力为0，莫尔包络线过圆心，因此只存在压扭的情况。在沉积盆地中，很多走滑断层带都是沿先存断层或先存薄弱带发生活动形成的。

沉积盆地中，走滑构造形成的条件可根据其功能和关联构造(Sylvester, 1988; Morley et al., 1990；Mueller and Talling, 1997; Stollhofen, 1998; Escalona and Mann, 2006; 杨勇等，2014；Fossen, 2016)进行划分。第一种情况是走滑断层尾端是自由的且断层延伸较长，可定义为自由型或横推型(图5a)；断层可以切穿整个盆地，与陆洋转换带、造山带与盆地转换带、大陆造山带内部(朱志澄，2006)和陆块楔入(Molnar and Tapponnier, 1975; Woodcock, 1986)等有关。第二种情况是与主构造线斜交的走滑构造，是沿两组共轭断层发育起来的，它可以连接逆断层或正断层(图5b)，起到变换构造的作用，这些斜向走滑构造与主构造线都有确定的几何关系(θ=45°-α)。第三种情况是与主构造线直交的走滑构造(图5c)，由断块差异运动相关的单剪或张断裂基础上的单剪作用形成的。第四种情况是与主构造线斜交、连接了两个非共线构造的斜向走滑构造，一般都是先存断层复活形成的，断层具有斜滑特点。值得注意的是，在确定上述类型时，一定要注意“观察窗口”的尺寸(陈书平，2019)，譬如是在盆地尺度上或是隆坳尺度上还是在凸凹尺度上，因为某断层在一定尺度下可能是自由的，在更大尺度下可能就不是自由的。

图5 沉积盆地走滑构造形成的地质条件

3 走滑构造类型及几何关系

3.1 走滑带内构造类型

一个走滑带内可以发育六组走滑构造(图6)，包括二组共轭里德尔剪断裂，即同向R剪断裂和反向R′剪断裂。压性构造包括褶皱构造和逆断层，它们发育在相同方向上(C)。张性构造(T)是发育在与压性构造垂直方向上。另外还有P剪断裂和Y剪断裂。理论上，这些构造可以同时出现，但实际情况是往往某种或某几种构造为主。

图6 一个右行走滑带内可能的分支断层(Harding，1974；朱志澄，2006)

3.1.1直扭型走滑构造

物理模拟实验证实，直扭或简单剪切走滑作用下，脆性材料如干砂难于形成褶皱，主要是发育断层，湿黏土或当韧性材料层(硅胶、石蜡等)与脆性材料层组合时，可以形成褶皱和断层(Wilcox et al., 1973；Odonne and Vialon，1983；Dooley and Schreurs，2012)。

走滑初期形成的褶皱(如果有的话)是低幅度的，与最大主应力轴垂直，随着递进变形，这些褶皱与主位移带夹角变小，且被张断裂和剪断裂切割(Wilcox et al., 1973)，并且可以有与褶皱长轴平行的逆断层发生。初期褶皱是受力初期因局部失稳引起的(Biot，1957)。

对于脆性岩层则直接出现断裂，没有褶皱发生。简单剪切情况下，最小主应力总是水平的，但最大主应力是水平的还是铅直的，要看埋藏深度。某深度，出现库伦剪断裂时，主位移带方向上的最大剪应力如图7所示。

τ=τ0cosα

(2)

式中，α为岩石的内摩擦角，τ0是岩石内聚力。该最大剪应力的大小等于水平面上最大压应力的大小(图7)。为了确定该水平面上最大主应力是否为三维空间的最大主应力，定义一个主应力方向系数a，即水平最大压应力与垂直应力的比值，即:

图7 力偶作用下库伦破裂与应力

(3)

式中，τ0为内聚力，ρ为密度，g为重力加速度，h为变形层深度。

当a小于1时，最大主应力在铅直方向上，最小主应力和中间主应力在水平方向上，这时局部表现为伸展应力场，按安德森断层模式，以形成正断层为特征，断层走向与张断裂走向相同，与主位移带走向呈45°夹角。沉积盆地中的走滑断层往往是先存断层或薄弱面活动形成的，因此断裂是从深部向浅部扩展的，因此经常见到的是正断层就不奇怪了，但即使这样，浅层断层仍具有张断裂性质，因此倾角会更陡。

当a等于1时，则可能同时出现剪断裂、张断裂和正断层。此时对应的深度定义为临界深度hc，即:

(4)

也就是说，岩层埋藏深度小于该值，则发育剪断裂或张断裂，决定于抗张强度与抗剪强度的相对大小。岩层埋藏深度大于该值，则发育正断层。

P断裂则是R断裂叠合区局部应力作用的结果，与R断裂具有相同的扭动方向。Y断裂与主位移带或力偶方向平行，紧随R和R′断裂出现，并最终贯通形成主走滑带。Y断裂的轨迹可以发生跃迁，尾部形成聚敛型叠合或离散型叠合。

3.1.2压扭和张扭相关构造

沉积盆地的走滑断层往往是沿基底先存断层或先存薄弱面如陡倾层面、软弱岩层、劈理面等发育起来的。这些先存断层或先存薄弱面及其上覆沉积岩的走滑活动可以看成是准摩擦滑动，就是说总体内聚力介于0与原岩内聚力之间。这时除上述可以进行的简单剪切滑动外，还可以进行压扭和张扭走滑(Chen Shuping, 2020b)。

压扭和张扭都会出现与直扭相似的构造，但构造方向与主位移带的夹角关系会发生变化。另外，压扭走滑时，如果水平面上的主应力都为压应力时，则会出现最大主应力和中间主应力水平、最小主应力直立的情况，这时会产生逆断层(一序次的，与前述的与褶皱相关的逆断层不同)或褶皱构造。张扭走滑时，如果水平面上主应力均为张应力，则会出现最大主应力铅直的情况，形成正断层，这时主应力方向系数原则失效。

3.2 几何关系

关于走滑相关构造与主走滑方向的夹角，需要分三种情况考虑，即直扭、压扭和张扭。

在直扭情况下，体积不变时，变形初期，褶皱长轴或压性断面走向与主走滑带的夹角θ为45°(图6)，张性破裂与逆断层方向垂直，与主走滑带的夹角β也为45°。R剪断裂与主剪切带的交角ε是α/2(Harding, 1974; Bartlett et al., 1981; Sylvester, 1988; Davis et al., 1999)，α是岩石的内摩擦角。P断裂一般是在R断裂形成以后，为调节走滑位移的局部应力场作用下的结果，其与主扭动方向小锐夹角相交，如10°(Dooley and Schreurs, 2012)，又分R断裂尖端分支P断裂和R断裂间P断裂。R′断裂与主走滑带的锐夹角γ为90-α/2，与R相比，较不发育。

观察发现，里德尔剪切(R)与主剪切带的相交角度一般为10°～30°，共轭的里德尔剪切(R′)与主剪切面交角为55°～80°(许顺山等，2017)。许多因素影响里德尔剪切角，如岩石内摩擦角、岩石内聚力(Chen Shuping, 2020a, b)、应变速率(Lucas and Moore, 1986)和断裂作用时的应力状态、旋转涡度(Smith and Durney, 1992)等，局部上升的流体压力可以使剪切角变大(Naylor et al., 1986)，主剪切带的形成过程及旋转也可以影响剪切角(Naylor et al., 1986)。

压扭和张扭情况下，上述夹角关系会发生变化(Chen Shuping, 2020b)，如张扭情况下，张断裂或正断层、R和R′剪断裂走向与主位移带锐夹角会变大，褶皱轴向或逆断层走向与主走滑带的锐夹角会变小(Sanderson and Marchini, 1984; Ramsay and Huber, 1987)。压扭情况下，上述夹角变化正相反，张断裂或正断层、R和R′剪断裂走向与主位移带锐夹角会变小，褶皱轴向或逆断层走向与主走滑带的锐夹角会变大。各夹角的具体变化值可能与岩石力学性质、施力状况等有关。

4 走滑断层的识别

可以依靠平面上和剖面上的断裂及其它构造的组合特征，进行地面和地下构造的识别。地下构造的识别主要依靠地震资料，三维地震资料区通过平面切片技术，结合剖面特征较容易识别走滑构造。对于二维地震资料区，首先在剖面上进行识别，平面上进行准确的断层组合，然后结合区域地质背景，正确确定走滑构造。

4.1 平面特征

走滑断层在平面上的特征是形成狭窄的线状构造带，具有辫式特征，带内发育各种类型的断层或褶皱，但往往以某种类型的构造为主(图8)。

图8 一个右行走滑带内的构造(Sylvester, 1988; Fossen, 2016; Yuan Haowei et al., 2021)

里德尔剪断裂是走滑带最常见的构造形迹(图8a)，由R剪断裂、R′剪断裂及夹持在R剪断裂间的P剪断裂组成，R剪断裂和R′剪断裂与主位移带的锐夹角指示本盘运动方向，而P断裂与主位移带的锐夹角指示对盘运动方向。勘探实际和物理模拟实验均显示，R′剪断裂不发育。

走滑构造活动初期或压扭情况下，可以发育雁列式褶皱或逆断层，右阶排列反映主走滑带右行扭动，左阶排列反映走滑带左行扭动(图8b，c)。走滑带还可以发育张断裂或正断层(图8d)，右阶排列时反映主走滑带左行扭动，左阶排列时反映右行扭动。

走滑断裂带中的R剪断裂和P断裂组合形成斜向压扭性凸起，其间为张扭性凹陷(图8e)，它们共同组合成发辫式构造或海豚式构造。

走滑断层在平面上沿走向方向断裂轨迹发生跃迁时，叠合部位表现为聚敛性(限制性、压扭性)或离散性(释放性、张扭性、拉分性)(图8f)，分别形成剖面压扭性双重构造和平面张扭性双重构造，剖面上分别对应正花状构造和负花状构造。走滑断裂尾部会产生不同性质的扇状断层。

走滑断层的位移是反映其规模和性质的重要参数，也是盆地走滑构造定量表征中的重要参数，但盆地中的走滑构造由于是埋藏在地下，尽管可以根据沉积相、特殊岩性体等得到真位移(Burchfiel and Stewart，1966)，但这些标志体往往很难找到，因此沉积盆地走滑量计算时，经常借助平面上的雁列断层或伴生的拉分盆地间接得到走滑位移量(Woodcock, 1986；许胜利等，2006；余朝华等，2008；陆诗阔等，2018)。

4.2 剖面特征

剖面上单条走滑断层是陡直的，但断面倾向可以是变化的，谓之丝带效应。如果陡直断层切过水平岩层，则地震上可能就不会显示出断层。由于走滑作用使两盘错开，即使断面倾向相同，但不同剖面上，可能表现出正断层或逆断层，谓之海豚效应。

走滑断裂带断面陡直、切割深，断层是从深部向上向外扩展，因此剖面上断层会组合成花状构造(图9)，深部断层是贯通性的，浅部则是分散性的。花状构造的分支断层在剖面上具有逆断滑动趋势时，为正花状构造；相反，分支断层在剖面上具有正向滑动趋势时，为负花状构造。正花状构造反映的是压扭活动，它可以出现在两种情况，一是出现在聚敛型弯曲(图8f)或R断裂叠合部位(图8e)，形成如图9a样的正花状构造，平面上分支断层与主断层斜交；二是出现在压扭断层中，平面上分支断层与主断层走向平行，形成如图9c样的花状构造。负花状构造反映的是张扭，它也是可以出现在两种情况，一是出现在离散型弯曲(图8f)，形成如图9b样的花状构造，平面上分支断层与主断层斜交；二是出现在张扭断层中，平面上分支断层与主断层走向平行，形成与图9d样的花状构造。

图9 花状构造发育的构造环境

值得注意的是，中国盆地普遍经历了多期构造发育过程，有时挤压收缩，有时伸展，有时走滑，走滑作用可以派生出伸展构造和收缩挤压构造，伸展和挤压作用可以派生出走滑构造，因此会出现走滑—伸展构造并存或叠加(曹忠祥，2008；李理等，2015；陈兴鹏等，2019；李坤等，2021；李伟等，2021)、走滑—挤压构造并存(许志琴等，2004,2016)和叠加、走滑—伸展—挤压构造并存或叠加(张宏远等，2009)的现象，这时会出现过渡类型的构造，需仔细辨析构造属性，按构造切割限制关系、不整合或地层厚度关系，做好各构造的分期配套，以便正确划分构造演化阶段、确定动力学特征。

5 结论

走滑构造的形成的力学条件可以是共轴应力作用下的纯剪切变形，也可以是力偶作用下的简单剪切变形。纯剪切变形不容易形成大规模的走滑构造，但它可以形成直扭型(简单剪切型)和压扭张扭型(亚简单剪切)剪断裂，有时两组共轭断裂同等发育，有时其中一组较发育。沉积盆地中的走滑构造大多是基底先存断层或先存薄弱面连同其上的沉积盖层复活活动形成的，可以认为是准摩擦滑动活动，有直扭、压扭和张扭之分，直扭是活动的先存断层面或薄弱面上的正应力为0，变形为简单剪切；压扭和张扭是活动的先存断裂面或薄弱面上的正应力不为0，沿断裂面的变形为亚简单剪切。

直扭型走滑带内，平面上，除P断裂外，其他各类断层或褶皱与主位移带方向具有确定的角度关系。压扭和张扭情况下，上述各夹角关系都会发生变化，具体大小与岩石力学性质、施力状况等有关。

沉积盆地中的走滑构造以某种或某几种构造为主，在剖面上可以组合成正花状构造和负花状构造，它们发育在R断裂的叠合和非叠合部位以及Y断裂的聚敛型和离散型叠合部位。平面上，走滑构造以狭窄线状构造带为特征，带内不同方向不同性质断层的连接和叠合形成了走滑带特有的构造结构，压扭区、张扭区、直扭区相间排列。这些构造构成了地面和地震资料上走滑构造的识别标志，同时在油气运移和聚集上也有重要意义。