引用本文
何付兵, 徐锡伟, 何振军, 张晓亮, 刘立岩, 张巍, 魏波, 倪敬波. 利用浅层地震反射剖面探测研究大兴断裂北段新近纪—第四纪的构造特征[J]. 地震地质, 2020,42(4): 893-908.
HE Fu-bing, XU Xi-wei, HE Zhen-jun, ZHANG Xiao-liang, LIU Li-yan, ZHANG Wei, WEI Bo, NI Jing-bo. RESEARCH ON NEOGENE-QUATERNARY STRATIGRAPHIC STRUCTURE AND SHALLOW TECTONIC FEATURES IN THE NORTH SECTION OF DAXING FAULT ZONE BASED ON SHALLOW SEISMIC REFLECTION PROFILING[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2020,42(4): 893-908.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2020.04.008
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利用浅层地震反射剖面探测研究大兴断裂北段新近纪—第四纪的构造特征
何付兵1,2), 徐锡伟1,3), 何振军2), 张晓亮2), 刘立岩2), 张巍2), 魏波2), 倪敬波2)
1)中国地震局地质研究所, 北京 100029
2)北京市地质调查研究院, 北京 100195
3)应急管理部国家自然灾害防治研究院, 北京 100085

〔作者简介〕 何付兵, 男, 1980年生, 2019年于中国地震局地质研究所获构造地质学专业博士学位, 高级工程师, 主要从事北京区域地质研究, E-mail: hefubing14@126.com。

收稿日期: 2019-10-24
基金项目: 北京市市级职工创新工作室(城市地质、 活动构造与监测)和北京市地质调查项目(PXM2018-158203-000014)共同资助
摘要

跨大兴断裂北段的3条浅层二维地震反射剖面, 揭示了大兴断裂北段所在区的新近系—第四系结构与断裂结构特征。 研究结果表明: 大兴断裂北段所在区域的新近系—第四系内可识别出T01—T03、 TQ和T11—T13 共计7组强反射同相轴, 与其下的古近系及更早期的地层呈不整合接触。 大兴断裂是一条地壳深度的断裂, 其在浅部不同构造位置的产状、 断距等有所差异, 宏观呈现由SW向NE倾角减缓(80°~60°)、 上断点埋深变深(160~600m)、 新近系断距(80~0m)减小的特征。 在断裂NE末端表现为与三剪运动有关的变形加宽三角带, 而不是一条持续的断层。 断裂的几何结构和形态揭示其于新近纪—早第四纪仍延续了古近纪的伸展正断活动, 晚更新世以来无明显活动, 现今沿线发育的地震可能与此构造的关系不大。 大兴断裂的北段走向NNE, 长约23km, 与夏垫断裂呈右阶排列, 形成一个长约13km的断裂重叠区。 这种断裂组合在伸展构造背景下独立演化, 分别控制廊固、 大厂次级凹陷的发育, 并最终在断裂交接重叠区形成成熟型的转换斜坡。

关键词: 大兴断裂北段; 浅层地震; 新近纪—第四纪; 构造特征; 断层活动性
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2020)04-0893-16
RESEARCH ON NEOGENE-QUATERNARY STRATIGRAPHIC STRUCTURE AND SHALLOW TECTONIC FEATURES IN THE NORTH SECTION OF DAXING FAULT ZONE BASED ON SHALLOW SEISMIC REFLECTION PROFILING
HE Fu-bing1,2), XU Xi-wei1,3), HE Zhen-jun2), ZHANG Xiao-liang2), LIU Li-yan2), ZHANG Wei2), WEI Bo2), NI Jing-bo2)
1)Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2)Beijing Institute of Geological Survey, Beijing 100095, China
3)National Institute of Natural Hazards, MEMC, Beijing 100085, China
Abstract

The Daxing Fault is an important buried fault in the Beijing sub-plain, which is also the boundary fault of the structural unit between Langgu sub-sag and Daxing sub-uplift. So far, there is a lack of data on the shallow tectonic features of the Daxing Fault, especially for the key structural part of its northern section where it joins with the Xiadian Fault. In this paper, the fine stratigraphic classifications and shallow tectonic features of the northern section in the main Daxing Fault are explored by using three NW-trending shallow seismic reflection profiles. These profiles pass through the Daxing earthquake( M6¾)area in 1057AD and the northern section of the main Daxing Fault. The results show that seven strong reflection layers(T01—T03, TQ and T11—T13)are recognized in the strata of Neogene and Quaternary beneath the investigated area. The largest depth of strong reflection layer(T13)is about 550~850ms, which is interpreted as an important surface of unconformity between Neogene and Paleogene or basement rock. The remaining reflection layers, such as T01 and TQ, are interpreted as internal interfaces in Neogene to Quaternary strata. There are different rupture surfaces and slip as well as obviously different structural features of the Daxing Fault revealed in three shallow seismic reflection profiles. The two profiles(2-7 and 2-8)show obvious rupture surfaces, which are the expression of Daxing Fault in shallow strata. Along the profile(2-6), which is located at the end of the Daxing fault structure, a triangle deformation zone or bending fracture can be identified, implying that the Daxing Fault is manifested as bending deformation instead of rupture surfaces at its end section. This unique structural feature can be explained by a shearing motion at the end of extensional normal fault. Therefore, the Daxing Fault exhibits obviously different tectonic features of deformation or displacement at different structural locations. The attitude and displacement of the fault at the shallow part are also different to some extent. From the southwest section to the northeast section of the fault, the dip angle gradually becomes gentler(80°~60°), the upper breakpoint becomes deeper(160~600m), and the fault displacement in Neogene to Quaternary strata decreases(80~0m). Three shallow seismic reflection profiles also reveal that the Daxing Fault is a normal fault during Neogene to early Quaternary, and the deformation or displacement caused by the activity of the fault reaches the reflection layer T02. This depth is equivalent to the sedimentary strata of late Early-Pleistocene. Therefore, the geometry and morphology of the Daxing Fault also reveal that the early normal fault activity has continued into the Early Pleistocene, but the evidence of activity is not obvious since the late Pleistocene. The earthquakes occurring along the Daxing Fault, such as Daxing earthquake( M6¾)in 1057AD, may not have much relation with this extensional normal fault, but with another new strike-slip fault. A series of focal mechanism solutions of modern earthquakes reveal that the seismic activity is closely related to the strike-slip fault. The Daxing Fault extends also downwards into the lower crust, and may be cut by the steeply dipping new Xiadian Fault on deep seismic reflection profile. The northern section of the Daxing Fault strikes NNE, with a length of about 23km, arranged in a right step pattern with the Xiadian Fault. Transrotational basins have been developed in the junction between the northern Daxing Fault and the southern Xiadian Fault. Such combined tectonic features of the Daxing Fault and Xiadian Fault evolute independently under the extensional structure background and control the development of the Langgu sub-sag and Dachang sub-sag, respectively.

Keyword: the north section of Daxing Fault; shallow seismic reflection profile; Neogene-Quaternary; tectonic feature; fault activity
0 引言

大兴断裂位于北京平原的东南部, 是控制渤海湾盆地冀中坳陷西北部廊固凹陷的边界大断层, 深0.5~9.5km。 石油部门对其进行过大量的地震勘探与构造解析研究, 在断层几何学、 运动学特征及断层对廊固凹陷沉积控制等方面取得了丰富的资料和成果(Min et al., 2007; 桂宝玲, 2011; 桂宝玲等, 2012; Gui et al., 2017)。 根据断层的走向特征可将大兴断裂划分为北段、 中北段、 中南段和南段4段(赵红格等, 2002; 桂宝玲, 2011)。 其中, 北段走向NNE, 断面向SEE倾, 在剖面上呈现缓— 陡— 缓式的转换型断层特征(桂宝玲, 2011); 地层厚度与沉积相等揭示, 在重力翘倾作用(王化清, 1990)或拆沉滑脱作用(刘国臣等, 1996)影响下, 断层于古近纪经历了2~3个重要的演化阶段(宋荣彩, 2006; 桂宝玲, 2011); 在石油地震剖面上, 断裂的上断点埋深浅于600m, 错断了新近系(Min et al., 2007; 桂宝玲, 2011; 桂宝玲等, 2012; 张艺, 2014)。 过去对大兴断裂的勘探研究主要涉及油气成藏方面, 所关注的是断层在古近系中的分布及其控盆演化作用, 所得结果反映了断层在古近纪的相关特征。 迄今为止, 尚未研究过大兴断裂在新近系以浅地层中的表现。

大兴断裂向N与控制大厂凹陷的边界断层— — 夏垫断裂相接(图1), 共同控制了冀中坳陷的发育(张艺, 2014)。 夏垫断裂是一条全新世活动断裂, 其上曾发生著名的1679年平谷-三河8.0级大地震(徐锡伟等, 2002; 何付兵等, 2013)。 据历史记载, 在1057年大兴断裂附近也曾发生过6¾ 级大地震。 1536年, 大兴断裂与夏垫断裂的交会处还曾发生6.0级地震(图1)(王德功, 2000)。 针对大兴断层最新的活动习性开展研究, 对于首都防震减灾工作具有重要意义。 本文利用浅层地震勘探手段对大兴断裂北段进行了探测, 获取了该断层北段在新近系— 第四系中的延展情况, 并基于勘探结果探讨了该断层的结构、 运动特征及其与地震、 盆地的演化关系。

图1 研究区的地理位置与隐伏断裂构造分布
F1黄庄-高丽营断裂; F2顺义断裂; F3南苑-通县断裂; F4大兴断裂; F5夏垫断裂; F6皮各庄断裂; F7桐柏断裂; F8南口-孙河-张家湾断裂; F9二十里长山断裂; F10延怀盆地山前断裂; F11牛堡屯断裂; F12姚辛庄断裂Fig. 1 Location and buried faults distribution of the study area.

1 研究区概况

研究区位于北京平原区, 北倚燕山, 西邻太行山, 构造上位于华北板块渤海湾裂谷盆地NW部的冀中坳陷西部。 始新世— 渐新世期间, 在强烈的伸展裂谷作用下, 太行山山前断裂以东的广大华北平原区内孕育了一系列NE或NNE走向的断陷和裂谷盆地, 形成盆地与山岭相间排列的盆岭构造(徐杰等, 2001, 2004; Qi et al., 2010), 即大兴凸起、 北京凹陷和大厂-廊固凹陷(图1)。 山岭与盆地间的垂直差异明显, 新生代以来在盆地内沉积了巨厚的沉积物, 如大厂-廊固凹陷, 其内的沉积物厚达7~9km; 而在新近纪晚期— 第四纪, 华北平原区的构造运动则表现为持续下降接受沉积, 使得古近纪盆地-山岭和广泛发育的断裂构造均埋藏于厚层的新近纪和第四纪沉积层之下(徐杰等, 2001, 2004; 徐锡伟等, 2002)。

研究区内第四纪隐伏活动断裂分布广泛, 主要表现为NE向和NW向2组(图1)。 NE向的断裂自西向东依次为延怀盆地山前断裂、 黄庄-高丽营断裂、 顺义断裂、 南苑-通县断裂、 大兴断裂、 姚辛庄断裂和夏垫断裂(图1)。 NW向的断裂主要包括南口-孙河断裂、 二十里长山断裂带和牛堡屯断裂。 除此以外, 研究区还发育1组近EW向的断裂, 分别为皮各庄断裂和桐柏断裂, 二者分别是燕山褶皱带与大厂凹陷、 大厂凹陷与廊固凹陷的分界断裂。

2 剖面位置与工作方法

利用地震勘探方法探测和研究不同深度范围的地下结构和构造时, 应采用不同的技术和工作参数(刘保金等, 2011)。 1976年以来, 多条深层地震反射剖面(李松林等, 2001; 张先康等, 2002; 赵金仁等, 2004; 刘保金等, 2009; 嘉世旭等, 2009)和天然地震走时资料(Shedlock et al., 1987; Huang et al., 2004; 齐诚等, 2006; 于湘伟等, 2010)揭示了研究区及其邻区精细的地壳、 上地幔结构与断裂构造。 本次工作以刘保金等(2009)获得的中深层地震反射剖面(MDSP)为基础(图1), 结合1:5万区域剩余重力、 布格重力异常和北京平原区1:10万基岩地质成果, 以探测新近系— 第四系(600m深度以浅)的结构、 断裂构造特征及其引起的地层形变界面成像为目标, 垂直大兴断裂北段部署了3条高分辨率浅层地震反射剖面(图1)。 剖面2-6位于潮白河西堤路上, 呈NW-SE向展布, 全长4.5km; 剖面2-7大致沿京塘路呈NWW-SEE向展布, 全长3.6km; 剖面2-8沿京福路呈NWW-SEE向展布, 全长5.627km。

在地震反射剖面施工前已进行多项实地参数试验, 以取得当地工作环境和地质条件下的高质量地震记录。 最终, 本次地震反射数据的采集采用道间距5m、 炮间距10~15m、 120~180道接收、 45次覆盖的观测系统, 采用单边激发、 小号端零偏移接收。 地震波激发采用了M18-612型可控震源, 震动次数6~8次, 驱动幅度为70%。 采用SN388地震数据采集系统和Minivib T-15000系统(2-8剖面), 3只60Hz检波器串联, 采样间隔为1ms, 记录长度为2s, 全频段接收。 为尽可能避免外界干扰对单炮记录的信噪比造成影响, 数据采集工作全部在深夜进行, 检波器布设位置均避开了下水道等地下有空洞或有电缆等埋设物的地段, 可获取高信噪比的地震记录。

图2 为典型原始单炮记录及单炮对应的频谱分析。 图2a显示了测线上3个典型的原始单炮记录, 不加增益即可看出原始数据道间的能量差异。 图2b显示了测线上1个典型的能量均衡后的单炮记录。 图2c为单炮数据(图2b)在不同时窗下的频率分析: 1为小炮间距的浅层反射波, 频带较宽, 为18~90Hz; 2为远炮间距反射波, 频率> 30Hz的高频有效能量衰减较快; 3为可控震源近道的谐波干扰, 能量强、 频带宽, 20~180Hz均有能量, 主频约为45Hz; 4为面波和线性干扰的频率分析, 频带窄, 主频约为25~45Hz, 这种主频的线性干扰容易出现空间假频, 与反射波的频率范围有重叠。 除此之外, 外源干扰的频带与地震反射波的频率范围在中低频有重叠, 主要依据能量和空间分布上的差异进行去噪。 通过3条测线原始单炮的逐炮显示和对比分析可知, 原始地震的单炮数据反射波频带宽、 主频高, 在大部分单炮数据中浅层的中远炮间距都有较好的信噪比, 剖面2-6、 2-7在800ms以上能够较好地成像, 剖面2-8在600ms以上能较好地成像; 1.0s以下噪声能量强、 干扰波发育, 几乎覆盖了所有炮间距范围。

图2 典型原始单炮记录及单炮对应的频谱分析
a 原始单炮记录; b 均衡后单炮记录; c 时窗信号频谱分析: 1 小炮间距浅层反射波频谱分析; 2 远炮间距反射波频谱分析; 3 可控震源近道谐波干扰频谱分析; 4 面波和线性干扰频谱分析Fig. 2 The typical common-shot gathers of the shallow seismic reflection and its spectral analysis results.

地震反射资料数据采用FOCUS地震反射处理系统处理, 使用Tomodel软件进行静校正。 在数据处理前, 依据野外班报自编程序形成SPS文件, 仔细检查炮、 检点的位置, 以保证信息准确无误, 并逐炮显示原始单炮, 进行坏道剔除, 分析数据品质与地表条件变化的关系。 数据处理的流程和方法主要包括预处理、 折射波与层析静校正、 叠前噪声衰减、 振幅处理与反褶积、 速度分析、 剩余静校正、 水平叠加、 叠后偏移和叠后剖面去噪等。 最终成果剖面目的层反射清晰, 波组特征清楚, 能可靠地开展对比追踪, 真实反映了地层与地质构造特征, 偏移剖面断裂清楚, 具有较高的分辨率。 最后, 根据剖面的构造形态, 结合偏移速度, 采用Yx02钻孔的地层信息予以校准, 选定时深转换速度, 借助层速度模型进行时深转换。

3 地震剖面特征

图3 分别为测线2-6、 2-7、 2-8的浅层地震反射波叠加剖面。 图3b、 c 2条剖面的特征高度相似, 剖面反射震相丰富, 反射波能量较强, 800ms以上可识别出T01— T03、 TQ和T11— T13 共计7组强反射同相轴。 结合剖面2-6附近Yx02地质钻孔的地质分层结果(图3e), 剖面底部T13 反射波具有强反射振幅特征, 在其下基本看不到明显的地层反射, 表现为一个重要的物性差异分界面, 解释为新近系底界, 其厚度沿剖面具有较大变化, 与其下地层的不整合接触关系显著。 其余反射波总体连续, 均为新近系— 第四系内部岩性界面。 其中, 剖面上部T01— T02 反射同相轴近水平展布, 相对起伏不大; T03 之下的反射同相轴复杂, 可划分为西、 中、 东3段。

图3 大兴断裂浅层地震反射叠加时间剖面及其地质解释
N2新近系; QP1下更新统; QP2中更新统; QP3+Qh 上更新统+全新统。 时深转换采用层速度模型, 校正钻孔为Yx02孔, 地震同相轴数据来自剖面2-6; 断裂编号及名称同图1Fig. 3 Stacked time section and its geologic interpretation of shallow seismic P wave reflection across the north of the Daxing Fault.

图3b桩号8237和图3c桩号2400以西为西段, 图3b桩号7712和图3c桩号380以东为东段, 地层均呈近水平层状, 但2段地层的厚度存在差异, 新近系底界分别位于550ms和650~800ms处, 揭示二者之间的中段可能发育陡坎地貌或断裂构造。 图3b桩号7712~8237间和图3c桩号380~2400间为中段, 地层宏观呈西浅东深的单斜形态, 且越深倾斜幅度越大、 反射同相轴增多。 在剖面中段, 图3b界面T13(550~750ms)和图3c界面T12(450~650ms)以浅的深度, 各反射同相轴没有明显的错断现象(断面)和波形畸变现象。 图3c深度600~800ms间同相轴明显错断, 可解译为断裂, 倾向SE, 视倾角58° , 上断点埋深约650ms(450m), 新近系断距约100ms。

图3d中, 由于地震数据采集系统的差异, 剖面的勘探深度较浅, 在600ms以浅可识别出6组强反射同轴。 根据区域地质资料, 可分别对应图3b和3c剖面中的T01— T03、 TQ和T11— T12 强反射同轴, 这一勘探深度未能揭示新近系底界深度(约500m)(桂宝玲, 2011; 张艺, 2014)。 各反射同相轴宏观上呈近水平层状, 仅局部呈现小范围与沉积有关的地层起伏波动, 揭示地层未出现褶皱构造变形。 在剖面上延桩号2060附近发育断裂构造, 错断了T02 以下的反射同相轴, 断层倾向SE, 视倾角约为79° , 上断点埋深约200ms(约160m)。 随着深度的增加, 断层的断距逐渐增大, 在断裂附近上盘地层也沿垂直断层面的方向向下弯曲(图3d), 形成逆牵引构造。 这些特征揭示了断层向深部产状势必逐渐变缓, 表现为上陡下缓的犁式正断层(Peacock et al., 2002)。

4 讨论
4.1 中浅部构造特征

在本次部署的3条剖面中, 地震反射T13 结构界面完整, 在隆起和凹陷区均有发育, 此地层结构还揭示新近纪以来华北平原区进入持续下降并接受沉积的阶段(徐杰等, 2001, 2004)。 剖面2-7和2-8(图3c, d)均可解译出大兴断裂构造, 前者倾向SE, 视倾角、 上断点和T12 反射界面的断距分别为58° 、 600ms(450m)和100ms(约80m), 后者则分别为79° 、 200ms(160m)和150ms(约120m)。 剖面2-6(图3b)新近系以浅地层虽未见明显断面, 但在横向上, 反射界面T12— T13 间地层同相轴的数目由西向东明显增多, 推测在深部可能发育同沉积型正断层。 同时, 剖面2-6和2-7(图3b, c)中段T02— T12 反射界面间地层的同向反射轴发生单斜变形, 表现为变形加宽三角带, 向下变窄并在断层顶部尖灭, 与正断层伸展有关的褶皱变形特征一致, 可用正断层三剪运动模型予以解释(图4)(Withjack et al., 1990; Erslev, 1991; Hardy et al., 1997)。 图3b中T13 反射界面以上未解译连续断裂, 但可根据浅层地层的变形形态特征推测深部发育的断层倾向SE, 反映上断点埋藏较深, 新近系断距为0。 而通过图3c可解译深600~800ms、 倾向SE的断裂, 其上断点埋深较浅, 新近系断距约为100ms。 图3b、 3c中这一特性也与三剪运动模型相吻合(图4), 即伴随断层断距逐增演化, 断层顶点(上断点)可向上传播。

图4 伸展正断层及其褶皱
a、 b 三剪变形发育模式, 阴影表示三剪变形区; c 伸展正断层褶皱立体构造样式(据Withjack et al., 1990; Erslev, 1991)Fig. 4 Extensional fault and its fault-propagation fold.

综合分析本次3条剖面的浅层地震资料可初步勾画出大兴断裂北段中浅部的基本构造轮廓, 其在不同构造位置的产状、 活动强度等存在一定差异。 宏观上, 断裂在该段呈现由SW向NE倾角减缓(60° ~80° )、 上断点变浅(160~600m)、 同一时代地层断距增大的特征。 断层位移是研究断层活动特征的一个重要方面, 正断层的空间位置对其滑动速率(位移)具有局限作用(Cowie et al., 2001)。 研究表明, 正断层体系的位移在断层中部最大, 在断层端部减小至0(Chapman et al., 1978; Muraoka et al., 1983; Barnett et al., 1987; Walsh et al., 1987; Dawers et al., 1993)。 对于大型正断层, 椭圆状的断层面几何形态有可能被地表和(或)地震成因的地壳底所削截(Chapman et al., 1978)。 大兴断裂北段由SW向NE断距(位移)逐渐减小为0的特性揭示了该断裂逐渐进入构造末端。

长期以来, 大兴断裂的北段指桐柏断裂以北的段落, 其SW起始于廊坊安次, 沿NNE走向延伸至通州牛堡屯, 长约10km。 该段还与夏垫断裂呈首尾弧形相接, 共同控制了冀中坳陷的发育(张艺, 2014)。 本次研究表明, 大兴断裂北段SW起始于近EW向的桐柏断裂, 经廊坊安次、 通州牛堡屯可延伸至顺义潮白河一带, 走向NNE, 延伸长度达23km。 正是由于断裂延伸长度的增长, 其与夏垫断裂的交切关系也并非直接呈首尾弧形相接, 而是呈右阶排列, 在交接部位形成长约13km的重叠区(图1, 3a)。

4.2 深部构造特征

刘保金等(2009)曾跨研究区开展过1条长56km的探测目标层深度为0.5~8km的地震反射剖面(MDSP, 图5)探测工作, 采用道间距20m、 炮间距100m、 600道接收、 60次覆盖得到深发射地震时间剖面。 此剖面临近本研究中的浅震剖面2-6, 揭示了大兴断裂北段中深层的结构特征。 剖面揭示: 反射波TG的起伏变化形态清晰, 横向上可被连续追踪, 纵向上界面之上具有较好成层性, 界面之下则呈无规律可循的短小反射, 解译为来自盖层与结晶基底的1组强反射(刘保金等, 2009)。 在该反射波之上仍可识别出多组清晰的地层界面反射。 基于通县等多处钻孔资料, 还可解译出清晰的第四纪覆盖层的底界反射波TQ。 其中, 在潮白河与夏垫间的大兴(通州)隆起上, 第四系沉积厚度变化极大(100~300m), 地层可能并不连续(刘保金等, 2009)。

图5 昌平— 宝坻深地震反射叠加时间剖面和解释结果(据刘保金等, 2009)
F1小汤山断裂; F2黄庄-高丽营断裂; F3顺义-良乡断裂; F4南苑-通县断裂; F5新夏垫断裂; F6老夏垫断裂; F7、 F8、 F9大厂凹陷盆内断裂; F10大兴主断裂; F11姚辛庄断裂; TM莫霍面; TC上、 下地壳界面; TG基底与盖层界面; TN新近系界面; TQ 第四系界面Fig. 5 Stacked time section and its interpretation along Changping-Baodi deep seismic reflection profile(after LIU Bao-jin et al., 2009).

深反射剖面的解译主要关注中深部构造, 往往忽略了中浅层构造信息。 本次对临近夏垫断裂(F5)的隆起边部进行了精细分析, 发现剖面浅部的反射波组明显多于大兴隆起的其它地区, 可多识别出1组不整合界面TN, 其与第四系底界的反射界面TQ均明显被错断, 可解译为大兴断裂及其次级构造(姚辛庄断裂)(图5)。 大兴断裂倾向SE, 产状与老夏垫断裂基本一致, 在地震剖面上向深部延伸至约4s深处并达上地壳, 可能被陡倾角的新夏垫断裂所切割, 表现为一条地壳深度的断裂。 该断裂在上、 下地壳分界面(TC)附近与夏垫断裂的特征相似, 2条断裂共同控制了1个宽5~6km的反射能量突变带, 并向下延伸至下地壳和莫霍面, 组成有利发生地震的部位(刘保金等, 2009)。 大兴次级断裂的倾向与主断裂正好相反, 同样错断了第四系底界的反射界面TQ, 在地震剖面深部约1.5s处并入主断裂(大兴断裂)中, 主、 次断裂组合形成一个小型新生代地堑构造。

4.3 断裂活动性及其与地震活动的关系

根据断层与切割地层的关系可以确定断层的活动时代及其运动学性质。 浅层人工地震勘探结果可约束断层在第四系内有无发育迹象, 为揭示断裂在第四纪的活动提供可靠资料。 本次二维地震剖面2-8(图3d)揭示大兴断裂切割了新近系— 第四系, 其上断点可延伸至T02 反射层(200ms, 160m)。 虽然剖面2-6、 2-7(图3b, c)的上断点埋藏较深, 但同断裂活动有关的褶皱变形同样影响到T02 反射层。 而在3条浅层地震剖面中, T01 反射层连续, 未见明显被错断或变形的迹象。 根据该地区Yx02钻孔的第四系各组地层底面的埋深资料(图3e)可知, 全新统的底面深约9.5m, 上更新统通县组的底面深约62.4m、 中更新统翟里组的底面深约148.9m, 下更新统夏垫组的底面深约315m(何付兵, 2019)。 显然, 大兴断裂北段进入下更新统底, 但未达中更新统。 考虑到研究区范围较大, 沉积厚度可能存在差异, 断裂活动持续到早更新世晚期— 中更新世早期, 晚更新世无明显活动。 这一结论还被50m深联合钻探工作所验证(杨凤山, 2016)。

大兴断裂北段总体产状较为陡峭, 在古近系中的倾角约为47° , 为一大型拆离滑脱断裂, 在其倾向上水平延伸数十km(赵红格等, 2002; 桂宝玲, 2011)。 而在新近系— 第四系的下更新统中断层的倾角约为60° ~80° , 断裂下盘地震反射同相轴的数量逐渐增多, 并发生与同沉积正断层活动有关的褶皱变形, 揭示了断层拉张正断的力学性质, 表现为延续了古近纪的伸展构造运动特征。 然而, 现今地表破裂型地震的力学性质、 震源机制解等揭示华北平原区的地壳正处于以挤压剪切为主的力学环境, 且这一地质环境是形成现今破裂型地震的基础(徐锡伟等, 2014; 胡惟, 2016)。 大兴断裂新近纪— 第四纪早期的持续伸展正断活动反映了华北平原区以挤压剪切为主的现今构造运动的起始时间要晚于早更新世末期, 而不是前人认定的新近纪(徐杰等, 2001)或早更新世早期(鲍亦冈等, 2001)。 同时, 大兴断裂发育于上地壳, 其强烈活动的时代为古近纪, 晚更新世以来无明显活动, 且其活动力学机制为拉张性质的垂直差异活动, 断面在倾向上延伸较远, 难以发生走滑活动。 因此, 现今沿此断裂附近发育的地震, 如1057年大兴6¾ 级地震等, 同本次探测的伸展型的大兴断裂可能关系不大, 而是与大兴断裂以西发育的另一条产状更陡且切穿基底的深断裂有关(赵成彬等, 2013; 杨凤山, 2016)。 大兴断裂与其西部发育的另一条断裂的直接关系则可能类似于新、 老夏垫断裂的关系。

4.4 断裂控盆模式

大兴断裂与夏垫断裂首尾相接, 共同控制了冀中坳陷的发育。 2条断裂的走向相同、 产状相似, 却被厘定为2条断裂, 主要原因是断裂在平面上不能直接首尾相接, 而在交会处发育1个弧形拐弯(张艺, 2014), 且分别控制2个次级凹陷— — 廊固凹陷和大厂凹陷(图1)。 前人研究认为2条断裂之间可能发育1条NW向调节性质的断裂, 使得2条断裂被右旋错断(张艺, 2014)。 然而, 不同部门历经几十年的地质探测分析表明, 此条调节断裂的形迹并不明显, 至少断裂延伸的规模有限(桂宝玲, 2011; 张艺, 2014), 无法错断大兴、 夏垫断裂达3~4km。 近期针对此调节断裂开展的多条地震剖面探测①(① 北京市地质调查研究院, 2019, 通州南部重大地质问题调查与评价成果报告。)也未发现此条大型断裂。 张家口-蓬莱断裂带中隐伏分布了大量的NW向断裂构造, 其活动均表现出左旋走滑特性(徐杰等, 1998), 左旋走滑不能使大兴、 夏垫断裂呈右阶展布。 因此, 大兴、 夏垫断裂对廊固、 大厂次级凹陷的控制作用并不是通过NW向断裂调节实现的。

前人获得的夏垫断裂的勘探成果(张先康等, 2002; 赵金仁等, 2004; 刘保金等, 2009; 何付兵等, 2013)和本次大兴断裂北段的勘探结果均表明, 2条断裂在平面上呈右阶排列, 在交接部位形成长约13km的重叠区(图1), 可组合构成典型的转换斜坡或传递带构造型式(Morley, 1995; Peacock, 1995; Moustafa, 1997, 2002; Peacock et al., 2000, 2002; 王建民等, 2018)。 正是这种右阶排列的分布格局, 使得大兴断裂和夏垫断裂在同一伸展构造背景条件下独立演化, 虽共同控制冀中坳陷的发育, 却形成各自(廊固凹陷和大厂凹陷)的沉降中心。 在前新生代基岩等深线(图1)分布图中, 廊固凹陷和大厂凹陷均表现为北断南超的箕状断陷, 具有东高西低、 南高北低的构造格局。 这一特征表明在古近纪早期大兴断裂和夏垫断裂可能各自独立相向伸展演化, 分别控制着大厂凹陷和廊固凹陷盆地的发育。 随后, 伴随着区域构造演化, 2条断裂经历了断层端点相向生长、 相互影响或连接, 最终形成统一大断裂的复杂演化过程, 即形成现今二者交叠区的转换斜坡或转换带(图6)。 伴随转换斜坡或转换带的演化, 在2条断裂的重叠区内逐渐发育小型的平行或垂直于主断裂的次级断裂, 如姚辛庄断裂和牛堡屯断裂等(图3a, 6), 也标志着转换斜坡演化至末期的彻底破坏阶段(Peacock, 1995)。

图6 新近纪— 第四纪早期廊固、 大厂凹陷的演化示意图Fig. 6 Schematic diagram of evolutionary process in Langgu sag and Dachang sag during Neogene-early Quaternary era.

5 结论

本研究采用浅层二维地震方法对大兴断裂的北段进行了勘探, 并结合前人研究成果探讨了大兴断裂北段的结构特征、 断裂活动性及其与地震、 盆地的演化关系, 取得的主要认识包括:

(1)研究区二维地震勘探剖面上800ms以浅可识别出T01— T03、 TQ和T11— T13 共计7组强反射同相轴, 为新近系— 第四系连续沉积地层界面。 剖面底部T13 反射波为新近纪底部一个重要的物性差异分界面, 与其下地层呈不整合接触。 地层结构揭示新近纪以来华北平原区进入持续下降、 接受沉积的阶段。

(2)大兴断裂北段中浅部在不同构造位置的产状、 断距有所差异, 呈现由SW向NE倾角减缓(80° ~60° )、 上断点埋深变深(160~600m)、 新近纪地层断距减小(80~0m)的特征。 断裂末端表现为与三剪运动有关的变形加宽三角带, 而不是一条持续的断层。 大兴断裂在深部可延伸至地震剖面上4s的深度, 是一条地壳深度的断裂。

(3)大兴断裂上断点或断裂活动有关的变形影响可延伸至T02 反射层(200ms, 约深160m), 揭示断裂在早更新世晚期或中更新世早期仍有活动, 晚更新世以来无明显活动。 而断裂的几何结构形态和活动特征揭示其在新近纪— 早第四纪仍延续了古近纪的伸展正断活动, 现今沿线发育的地震同此断裂构造可能关系不大。

(4)大兴断裂北段走向NNE, 延伸长约23km, 与夏垫断裂呈右阶排列。 这种断裂组合在伸展构造背景下独立演化分别控制廊固、 大厂次级凹陷的发育, 并最终在断裂交接重叠区形成成熟型转换斜坡。

致谢 天津市地球物理勘探中心曹朋军高级工程师和中国地震局地质研究所鲁人齐研究员分别在地震剖面数据处理和地质解释上给予了帮助; 审稿专家在论文成文过程中提供了帮助。 在此一并表示感谢!

参考文献
[1] 鲍亦冈, 刘振锋, 王世发, 等. 2001. 北京地质百年研究: 北京地区基础地质研究的历史与最新成果 [M]. 北京: 地质出版社.
BAO Yi-gang, LIU Zhen-feng, WANG Shi-fa, et al. 2001. A Century of Geology in Beijing: History and Latest Achievements of Basic Geological Research in Beijing Area [M]. Geological Publishing House, Beijing(in Chinese). [本文引用:1]
[2] 桂宝玲. 2011. 伸展盆地构造几何学、 运动学: 以渤海湾盆地廊固凹陷为例 [D]. 北京: 中国地质大学.
GUI Bao-ling. 2011. The structural geometry and kinemics of extensional basin: An example from Langfang-Gu’an depression, Bohai Gulf Basin [D]. China University of Geosciences, Beijing(in Chinese). [本文引用:8]
[3] 桂宝玲, 何登发, 闫福旺, 等. 2012. 大兴断层的三维几何学与运动学及其对廊固凹陷成因机制的约束[J]. 地学前缘, 19(5): 86—99.
GUI Bao-ling, HE Deng-fa, YAN Fu-wang, et al. 2012. 3D geometry and kinematics of Daxing Fault: Its constraints on the origin of Langgu Depression, Bohaiwan Gulf Basin, China[J]. Earth Science Frontiers, 19(5): 86—99(in Chinese). [本文引用:2]
[4] 何付兵. 2019. 南口-孙河断裂几何学、 运动学特征及与地裂缝关系研究 [D]. 北京: 中国地震局地质研究所.
HE Fu-bing. 2019. Study on geometry and kinematics of the Nankou-Sunhe Fault and its relationship with ground fissures [D]. Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing(in Chinese). [本文引用:1]
[5] 何付兵, 白凌燕, 王继明, 等. 2013. 夏垫断裂带深部构造特征与第四纪活动性讨论[J]. 地震地质, 35(3): 490—505. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2013. 03. 004.
HE Fu-bing, BAI Ling-yan, WANG Ji-ming, et al. 2013. Deep structure and Quaternary activities of the Xiadian fault zone[J]. Seismology and Geology, 35(3): 490—505(in Chinese). [本文引用:2]
[6] 胡惟. 2016. 郯庐断裂带渤海段新构造活动方式与深部背景 [D]. 合肥: 合肥工业大学.
HU Wei. 2016. Neotectonic active modes and deep background of the Bohai segment of the Tanlu fault zone [D]. Hefei University of Technology, Hefei. [本文引用:1]
[7] 嘉世旭, 张成科, 赵金仁, 等. 2009. 华北东北部裂陷盆地与燕山隆起地壳结构[J]. 地球物理学报, 52(1): 99—110.
JIA Shi-xu, ZHANG Cheng-ke, ZHAO Jin-ren, et al. 2009. Crustal structure of the rift-depression basin and Yanshan uplift in the northeast part of North China[J]. Chinese Journal of Geophysics, 52(1): 99—110(in Chinese). [本文引用:1]
[8] 李松林, 张先康, 宋占隆, 等. 2001. 多条人工地震测深剖面资料联合反演首都圈三维地壳结构[J]. 地球物理学报, 44(3): 360—368.
LI Song-lin, ZHANG Xian-kang, SONG Zhan-long, et al. 2001. Three dimensional crustal structure of the capital area obtained by a joint inversion of DSS data from multiple profiles[J]. Chinese Journal of Geophysics, 44(3): 360—368(in Chinese). [本文引用:1]
[9] 刘保金, 胡平, 孟勇奇, 等. 2009. 北京地区地壳精细结构的深地震反射剖面探测研究[J]. 地球物理学报, 52(9): 82—90.
LIU Bao-jin, HU Ping, MENG Yong-qi, et al. 2009. Research on fine crustal structure using deep seismic reflection profile in Beijing region[J]. Chinese Journal of Geophysics, 52(9): 82—90(in Chinese). [本文引用:7]
[10] 刘保金, 张先康, 陈颙, 等. 2011. 三河-平谷8. 0级地震区地壳结构和活动断裂研究: 利用单次覆盖深反射和浅层地震剖面[J]. 地球物理学报, 54(5): 1251—1259.
LIU Bao-jin, ZHANG Xian-kang, CHEN Yong, et al. 2011. Research on crustal structure and active fault in the Sanhe-Pinggu earthquake( M8. 0)zone based on single-fold deep seismic reflection and shallow seismic reflection profiling[J]. Chinese Journal of Geophysics, 54(5): 1251—1259(in Chinese). [本文引用:1]
[11] 刘国臣, 陆克政, 严俊君. 1996. 廊固凹陷构造特征及成因解析[J]. 地质论评, 42(S1): 83—88.
LIU Guo-chen, LU Ke-zheng, YAN Jun-jun. 1996. The structural characteristics and origin of the Langfang-Gu’an hollow[J]. Geological Review, 42(S1): 83—88(in Chinese). [本文引用:1]
[12] 齐诚, 赵大鹏, 陈颙, 等. 2006. 首都圈地区地壳P波和S波三维速度结构及其与大地震的关系[J]. 地球物理学报, 49(3): 805—815.
QI Cheng, ZHAO Da-peng, CHEN Yong, et al. 2006. 3-D P and S wave velocity structures and their relationship to strong earthquakes in the Chinese capital region[J]. Chinese Journal of Geophysics, 49(3): 805—815(in Chinese). [本文引用:1]
[13] 宋荣彩. 2006. 陆相断陷盆地层序地层学与隐蔽油气藏模式研究: 以廊固凹陷古近系为例 [D]. 成都: 成都理工大学.
SONG Rong-cai. 2006. Sequence stratigraphy and subtle oil-gas pool mode research in continental rift-subsidence Basin: On the case of Langgu Depression, Plaleogene [D]. Chengdu University of Technology, Chengdu(in Chinese). [本文引用:1]
[14] 王德功. 2000. 北京地区的地震与防震 [M]. 北京: 地质出版社.
WANG De-gong. 2000. Earthquake and Earthquake Prevention in Beijing [M]. Geological Publishing House, Beijing(in Chinese). [本文引用:1]
[15] 王化清. 1990. 固安凹陷的重力滑动构造[J]. 石油地球物理勘探, 25(1): 109—117.
WANG Hua-qing. 1990. Gravity slumping structure in the Gu’an depression[J]. Oil Geophysical Prospecting, 25(1): 109—117(in Chinese). [本文引用:1]
[16] 王建民, 张三. 2018. 鄂尔多斯盆地伊陕斜坡上的低幅度构造特征及成因探讨[J]. 地学前缘, 25(2): 246—253.
WANG Jian-min, ZHANG San. 2018. Exploring the characteristics and genesis of low amplitude structures on the Yishaan Slope, Ordos Basin[J]. Earth Science Frontiers, 25(2): 246—253(in Chinese). [本文引用:1]
[17] 徐杰, 高战武, 孙建宝, 等. 2001. 区域伸展体制下盆-山构造耦合关系的探讨: 以渤海湾盆地和太行山为例[J]. 地质学报, 75(2): 165—174.
XU Jie, GAO Zhan-wu, SUN Jian-bao, et al. 2001. A preliminary study of the coupling relationship between basin and mountain in extensional environments: A case study of the Bohai Bay Basin and Taihang Mountains[J]. Acta Geologica Sinica, 75(2): 165—174(in Chinese). [本文引用:4]
[18] 徐杰, 马宗晋, 邓起东, 等. 2004. 渤海中部渐新世以来强烈沉陷的区域构造条件[J]. 石油学报, 25(5): 11—16, 23.
XU Jie, MA Zong-jin, DENG Qi-dong, et al. 2004. Regional tectonic conditions for intensive subsidence of the middle Bohai Sea since Oligocene[J]. Acta Petrolei Sinica, 25(5): 11—16, 23(in Chinese). [本文引用:3]
[19] 徐杰, 宋长青, 楚全芝. 1998. 张家口-蓬莱断裂带地震构造特征的初步探讨[J]. 地震地质, 20(2): 146—154.
XU Jie, SONG Chang-qing, CHU Quan-zhi. 1998. Preliminary study on the seismotectonic characters of the Zhangjiakou-Penglai fault zone[J]. Seismology and Geology, 20(2): 146—154(in Chinese). [本文引用:1]
[20] 徐锡伟, 陈桂华, 于贵华, 等. 2014. 华北平原地区最新构造变动起始时间问题讨论: 以大厂凹陷为例[C]// 2014年中国地球科学联合学术年会(专题50): 华北克拉通演化与成矿论文集. 北京.
XU Xi-wei, CHEN Gui-hua, YU Gui-hua, et al. 2014. A discussion on the initiation time of latest tectonic movement in the North China plain: A case study of the Dachang sag[C]//Proceedings of 2014 Annual Meeting of Chinese Geoscience Union(the 50th topic): North China Craton Evolution and Metallogenesis, Beijing. [本文引用:1]
[21] 徐锡伟, 吴卫民, 张先康, 等. 2002. 首都圈地区地壳最新构造变动与地震 [M]. 北京: 科学出版社.
XU Xi-wei, WU Wei-min, ZHANG Xian-kang, et al. 2002. The Latest Crustal Deformation and Earthquake in North China [M]. Science Press, Beijing(in Chinese). [本文引用:2]
[22] 杨凤山. 2016. 礼贤断裂特征及对京固轻轨线路影响分析 [D]. 长春: 吉林大学.
YANG Feng-shan. 2016. Lixian Fault characteristics and analysis of its effect on Beijing-Gu’an light rail line [D]. Jilin University, Changchun(in Chinese). [本文引用:2]
[23] 于湘伟, 陈运泰, 张怀. 2010. 京津唐地区地壳三维P波速度结构与地震活动性分析[J]. 地球物理学报, 53(8): 1817—1828.
YU Xiang-wei, CHEN Yun-tai, ZHANG Huai. 2010. There-dimensional P-wave velocity structure and seismicity analysis in Beijing-Tianjin-Tangshan region[J]. Chinese Journal of Geophysics, 53(8): 1817—1828(in Chinese). [本文引用:1]
[24] 张先康, 赵金仁, 刘国华, 等. 2002. 三河-平谷8. 0级大震区震源细结构的深地震反射探测研究[J]. 中国地震, 18(4): 326—336.
ZHANG Xian-kang, ZHAO Jin-ren, LIU Guo-hua, et al. 2002. Study on fine crustal structure of the Sanhe-Pinggu earthquake( M8. 0)region by deep seismic reflection profiling[J]. Earthquake Research in China, 18(4): 326—336(in Chinese). [本文引用:2]
[25] 张艺. 2014. 冀中坳陷三维连片区新生代断裂活动性研究 [D]. 东营: 中国石油大学.
ZHANG Yi. 2014. Study on Cenozoic fault activity of the three-dimensional continuous area in Jizhong depression [D]. China University of Petroleum, Dongying(in Chinese). [本文引用:7]
[26] 赵成彬, 刘保金, 姬计法, 等. 2013. 北京南部地壳精细结构深地震反射探测研究[J]. 地球物理学报, 56(4): 1168—1176.
ZHAO Cheng-bin, LIU Bao-jin, JI Ji-fa, et al. 2013. Fine crustal structure in the south of Beijing revealed by deep seismic reflection profiling[J]. Chinese Journal of Geophysics, 56(4): 1168—1176(in Chinese). [本文引用:1]
[27] 赵红格, 刘池洋. 2002. 大兴断裂分段性研究[J]. 石油与天然气地质, 23(4): 368—371.
ZHAO Hong-ge, LIU Chi-yang. 2002. Research on the segmentation of Daxing Fault[J]. Oil & Gas Geology, 23(4): 368—371(in Chinese). [本文引用:2]
[28] 赵金仁, 张先康, 张成科, 等. 2004. 利用宽角反射/折射和深反射探测剖面揭示三河-平谷大震区深部结构特征[J]. 地球物理学报, 47(4): 646—653.
ZHAO Jin-ren, ZHANG Xian-kang, ZHANG Cheng-ke, et al. 2004. Deep structural features of the Sanhe-Pinggu great earthquake area imaged by wide-angle and deep seismic reflection profiling[J]. Chinese Journal of Geophysics, 47(4): 646—653(in Chinese). [本文引用:2]
[29] Barnett J A M, Mortimer J, Rippon J H, et al. 1987. Displacement geometry in the volume containing a single normal fault[J]. AAPG Bulletin, 71(8): 925—937. [本文引用:1]
[30] Chapman G R, Lippard S J, Martyn J E. 1978. The stratigraphy and structure of the Kamasia Range, Kenya rift valley[J]. Journal of the Geological Society(London), 135(3): 265—281. [本文引用:2]
[31] Cowie P, Roberts G P. 2001. Constraining slip rates and spacing for active normal faults[J]. Journal of Structural Geology, 23(12): 1901—1915. [本文引用:1]
[32] Dawers N H, Anders M H, Scholz C H. 1993. Growth of normal faults: Displacement length scaling[J]. Geology, 21(12): 1107—1110. [本文引用:1]
[33] Erslev E A. 1991. Trishear fault propagation folding[J]. Geology, 19(6): 617—620. [本文引用:1]
[34] Gui B L, He D F, Zhang Y S, et al. 2017. Geometry and kinematics of extensional structural wedges[J]. Tectonophysics, 699(12): 199—212. [本文引用:1]
[35] Hardy S, Ford M. 1997. Numerical modeling of trishear fault propagation folding[J]. Tectonics, 16(5): 841—854. [本文引用:1]
[36] Huang J L, Zhao D P. 2004. Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing, China[J]. Tectonophysics, 385(1-4): 159—180. [本文引用:1]
[37] Min B, Shu L S, Yin H B, et al. 2007. Conglomeratic reservoir characterization in the Caiyu field of the Langgu sag, North China[J]. Marine and Petroleum Geology, 24(10): 579—590. [本文引用:2]
[38] Morley C K. 1995. Developments in the structural geology of rifts over the last decade and their impact on hydrocarbon exploration[J]. Geological Society, London, Special Publications, 80(1): 1—32. [本文引用:1]
[39] Moustafa A R. 1997. Controls on the development and evolution of transfer zones: The influence of basement structure and sedimentary thickness in the Suez rift and Red Sea[J]. Journal of Structural Geology, 19(6): 755—768. [本文引用:1]
[40] Moustafa A R. 2002. Controls on the geometry of transfer zones in the Suez rift and northwest Rea Sea: Implications for the structural geometry of rift systems[J]. AAPG Bulletin, 86(6): 979—1000. [本文引用:1]
[41] Muraoka H, Kamata H. 1983. Displacement distribution along minor fault traces[J]. Journal of Structural Geology, 5(5): 483—495. [本文引用:1]
[42] Peacock D C P. 1995. Strike-slip relay ramps[J]. Journal of Structural Geology, 17(10): 1351—1360. [本文引用:2]
[43] Peacock D C P, Knipe R J, Sand erson D J. 2000. Glossary of normal faults[J]. Journal of Structural Geology, 22(3): 291—305. [本文引用:1]
[44] Peacock D C P, Parfitt E A. 2002. Active relay ramps and normal fault propagation on Kilauea Volcano, Hawaii[J]. Journal of Structural Geology, 24(4): 729—742. [本文引用:2]
[45] Qi J F, Yang Q. 2010. Cenozoic structural deformation and dynamic processes of the Bohai Bay basin province, China[J]. Marine and Petroleum Geology, 27(4): 757—771. [本文引用:1]
[46] Shedlock K, Roecker S. 1987. Elastic wave velocity structure of the crust and upper mantle beneath the North China Basin[J]. Journal of Geophysical Research, 92(B9): 9827—9850. [本文引用:1]
[47] Walsh J J, Watterson J. 1987. Distributions of cumulative displacement and seismic slip on a single normal fault surface[J]. Journal of Structural Geology, 9(8): 1039—1046. [本文引用:1]
[48] Withjack M O, Olson J, Peterson E. 1990. Experimental models of extensional forced folds[J]. Bulletin American Society Petroleum Geology, 74(7): 1038—1054. [本文引用:1]