断裂带

断裂带（英文名称： 断层 zone），由多个断裂面构成的带状延伸区域，又称 断层 带。 由主断裂面和两侧断裂 构造岩 及次级断裂共同组成，具一定宽度的带状延伸区域。

断裂带的断裂构造岩包括断层泥、糜棱岩、断层角砾岩、 碎裂岩 等，断裂带以外为完整岩层或岩石。断裂带可以是平直的，也可以是弯曲，甚至是波状起伏的。变质核杂岩内常发育一种波状起伏的伸展拆离断层，称为波状构造。断裂带按性质可分为正断层、 逆断层 和走滑断层。是 岩石圈 变形的应变集中带，在浅部脆性域呈现为较窄的脆性破碎带，而在深部韧性域转变为较宽的韧性剪切带，显示随深度增加影响范围扩大。 断裂带宽度以及断裂构造岩的破碎程度，受 断层 规模、活动历史、活动方式以及力学性质的综合影响，压性及压扭性断层带宽度通常大于单纯剪切性质断层带。在一些大型的断层带中，由于被后期不同方向的断层切错，和夹有一些未破碎的大型岩块，会使断层带的结构趋于复杂化，从而在近代的断层活动中容易形成运动的阻抗，成为应力易于积累和发生地震的场所。即便在同一条断裂带上，断裂带宽度和断裂构造岩类型及其组合特征也有悬殊变化。 如，怒江断裂带、郯庐断裂带、红河断裂带、台湾纵谷断裂带、圣安德烈斯断裂带等。 地球 最外层是 岩石圈 ，但岩石圈并不是浑然一体的，而是“碎成”了七大板块，板块间的边界就是大型断裂带。天然地震发生在断裂带上，断裂带容易引起地震。

国际上有研究断裂带的合作交流，1981年美国地质调查所板块代表团率研究小组同中国国家地震局等合作，在红河断裂带进行了野外考察，对其地震危险性做出估计，获取了地震、地质、地貌和年代学等反映该断裂带最新活动的相关证据。2002年，由中国 云南省 科技计划国际合作项目支持，中国 云南省地震局 与 越南 科学院地质研究所合作开展“中越红河断裂带地震活动性与地震构造特征对比研究”，在震源及 地壳 介质特性、越南境内 断层 剖面、 新生代 地层 年代学、断裂新活动时代、走滑断层累积位错量及成果图编制等方面填补了多项空白。

断裂带是 应力 集中释放造成的破裂形变，大的断层延伸数十至数百千米，断层带宽达数百米，切穿若干岩层，构成具有特殊意义的水文地质体，可起到贮水空间、集水廊道与导水通道的作用。

形成原理

天然地震发生在断裂带上，断裂带引起地震。 地球 最外层是 岩石圈 ，但岩石圈并不是浑然一体的，而是“碎成”了七大板块，板块间的边界就是大型断裂带。中国位于世界两大地震带——环太平洋地震带与欧亚地震带的交汇部位，受太平洋板块、印度板块和菲律宾海板块的挤压。 在 地幔对流 和板块本身的重力作用等因素的驱动下，各板块一直处在相对运动之中。既然有相对运动，那板块边界上就必然免不了摩擦，其结果之一就是地震。这就是20世纪 地球科学 领域最伟大的成就——板块构造理论带来的基本认识。简而言之，断裂带可以看成岩石圈里能有相对位移的大裂隙。板块边界上有断裂带，地球科学家在板块内部发现了更为细分的块体，称之为地块。在地块边界上，也形成了各种类型的断裂带。相比板块边界的断裂带，板块内部断裂带的规模和相对滑动 速率 要小一些。但是，这并不代表板块内部的地震震级或者危害性较小。长时间的应力积累（几百年甚至上千年），可以使板块内部发生7级乃至8级以上的大地震。

断裂构造

断层泥

发育在 地壳 浅层 脆性 断层 带中未固结或弱固结的泥状岩石。 断层泥通常呈各种彩色条带平行断层面展布， 带宽 由几毫米至数十米。断层泥的主要成分是 黏土 矿物，其次为原岩的碎粉和碎砾，是断层 剪切 滑动、碎裂、碾磨和与水密切相关的黏土化作用的产物。断层泥中的黏土矿物有层状 硅酸盐 （ 高岭石 、 伊来石 、 绿泥石 、 蒙脱石 等）和层链状硅酸盐类（ 海泡石 等）。片状黏土矿物一般具定向排列，并平行或与断面斜交或环绕碎砾，构成类S-C组构。 断层泥 常见与断层面斜交的 叶理 ，其锐夹角指示断层泥形成时沿断层面剪切滑动的指向。由于 断层 活动的多期性和复杂性，断层泥条带可以发生破碎、混杂、面理弯曲、柔皱等变化。碎砾包括岩石的角砾和单矿物角砾， 粒径 小至1毫米以下，形状主要为棱角状、 透镜 状、浑圆状等。角砾的表面常有指示断层活动性质、构造环境等重要信息的形迹，如断层运动的擦痕、钉头痕，标志着断层长期蠕滑的碾磨纹，地震断层活动成因的冲击坑和直擦线等，以及复杂的溶蚀形貌。这种形貌从简单逐渐向复杂的发育过程与该碎粒的形成时间或与断层活动的时代有关。

糜棱岩

塑性变形形成的具有糜棱 叶理 （面理）构造的 构造岩 。糜棱岩是发育在韧性 剪切 带中的高温、高剪切应变条件下产生的动力变质岩石，由原岩的韧性剪切变形、动态 重结晶 和新矿物结晶作用形成，与原岩无明显界限，一般呈逐渐过渡关系。

糜棱岩由基质和变形残核、残碎 斑晶 组成。基质是一些细粒矿物的集合体，主要是韧性变形过程中的动态重结晶作用和新矿物结晶作用使母颗粒细粒化而造成的矿物，通常其粒度大于50微米，也包含部分硬矿物 脆性 碎裂的细小碎粒。变形残核是经受韧性变形的矿物细粒化后的残留部分，常呈 透镜 状，与由同一母颗粒受细粒化而成的新生基质一起被称为核幔构造，它们在标本上或单偏光 显微镜 下不可区分，两者共同反映出母颗粒被拉长的外形，其长宽比可达几十比一，称为丝带构造。残碎 斑晶 是某些相对强硬矿物脆性碎裂而残存的相对基质粒度较大的碎粒。残斑和残核内部发育有变形纹、波状 消光 、扭折带等 晶体 塑性变形的光学效应。残斑和变斑晶呈不对称的眼球状被包于韧性基质之中，其不对称性可指示 剪切 带的剪切指向。糜棱岩中发育 叶理 和拉伸线理，多数存在两组由矿物定向排列而产生的叶理：平行剪切带边界的滑动叶理（C面）和平行压扁面的叶理（S面），两者之锐夹角指示剪切带的剪切指向；在S面上出现的拉伸线理，指示了剪切运动的 向量 。

糜棱岩系列的岩石可分为两类：

①糜棱岩类

其基质以韧性变形而细粒化为主，根据岩石中基质的含量（10%～50%、50%～90%和＞90%）进一步分为初糜棱岩、糜棱岩和超糜棱岩；主要由层状硅酸盐矿物（如 绢云母 、 绿泥石 等）组成的糜棱岩称为千枚状糜棱岩，简称千糜岩。

②变余糜棱岩

以 晶粒 生长为特征的较为粗粒的韧性变形的岩石，其韧性变形构造已被静态 重结晶 的晶粒所取代，粒内的应变效应也因重结晶而消除，但仍可辨认早期韧性变形的痕迹和指示所受 剪切 运动的方向。

断层角砾岩

原岩在浅层次 脆性- 脆韧性断裂带中经破碎、 磨蚀 、细化的 构造岩 。 断层 角砾岩由断层角砾和胶结物组成。断层角砾占主要成分，且成分与原岩无大的差别（结构、构造清楚），直径在2毫米以上，其大小、形态不一，转动、位移、搓磨明显，角砾之间已不能拼合。胶结物为磨碎的 岩粉 和不溶的残余物（如 黏土 和碳质）以及外源 胶体 沉积。根据角砾的粗细构造 角砾岩 类可进一步划分为粗、中、细构造角砾岩。

碎裂岩

碎裂岩系列 是断层构造岩的一种。碎裂岩由碎斑和基质组成。碎斑是原岩碎裂的角砾或矿物的碎粒；基质主要是原岩的微细碎砾，又称碎基，其 粒径 小于2毫米。根据其碎裂化颗粒的大小，碎裂岩系列可进一步分为：

① 断层角砾岩

由仍保持原岩特点的岩石碎块组成，角砾直径一般在2毫米以上，胶结物为磨碎的 岩粉 和不溶的残余物（如 黏土 和碳质）以及外源 胶体 沉积。

②碎裂岩

碎裂化的原岩碎粒的粒径在0.01～2毫米，如果残留一些较大的颗粒，称为碎斑岩。

③超 碎裂岩

是被碾磨得很细、粒度较均匀的岩石，粒径一般在0.01毫米以下。

④ 断层泥

未固结或弱固结的泥状物质。不同的 断层 带中产出的碎裂岩表现出不同的特点。一般来说， 张性断层 带中，碎斑多呈棱角状；压性断层带中，碎斑多为 透镜 状，也可能有不同程度的圆化。

主要特征

断裂带区域内或由被断裂作用产生的 构造岩 所占据，或由许多近于平行的或互相交织的断裂及其分隔的岩块所组成。断裂带有时可由两侧或一侧发育的主干断层构成明显的边界，有时则没有明显边界。在靠近主断层面附近发育有断层构造岩，以主断层面附近为轴线向两侧扩散，一般依次出现 断层泥 或糜棱岩、 断层角砾岩 、 碎裂岩 等，再向外即过渡为断层带以外的完整岩石。断裂 带宽 几米至数百米，大型断裂带宽可达数十千米。断裂带长度，短者以米计，长者以千米计，最长可达数千千米，一般与断距成正比。断裂带两侧的岩层或岩体，一般都发生一定程度的相对位移，位移量有大有小，小者仅几至几十厘米，大者可达数十千米，甚至累计以百千米计。断裂带可以是平直的，也可以是弯曲，甚至是波状起伏的。

理论类型及分布

从流变力学角度看， 地壳 断裂带的空间分布存在最可能的4 种理论类型。

平行于纬度的断裂带

这是由于 地球自转 所引起的平行纬度的 剪切 运动。这种不同纬度的剪切运动,受不同纬度的 线速度 和温度的影响，加剧了不同剪切层之间岩熔相的分离和凝聚作用,容易形成平行于纬度的断裂带。在中国大陆上比较明显的有 阴山山脉 天山 构造带、 秦岭 昆构造带、 南岭 构造带、 海南省 构造带、 黑龙江省 构造带等。

平行于经度的断裂带

由于 地球 大陆表层的冷却收缩,首先沿着经度方向引起表层的纵向裂隙，从而为南北方向的断裂过程创造了条件。在 中国 一些地区的断裂带具有经向南北构造体系，例如最显著的中国四川大部和 云南省 中部，称为川滇南北向构造带，还有分布于 贵州省 东部、 湖南省 东部、 江西省 南部以及 福建省 境内。在中国北方有 贺兰山 南北向构造带等。在世界范围内也有不少这种南北向构造带，南北美洲西部边缘的科迪勒拉山、 落基山脉 和 安第斯山脉 、东非和 欧洲 的 莱茵河 流域的南北向断裂带 非洲 东部的大裂谷等。

相对集中于北半球的断裂带

从世界范围来看， 地壳 受巴拉斯效应的影响，多数大陆块分布于 赤道 北面，最典型的是 印度 大陆向中国青藏地区的向上挤压作用,从总体上看，在 南半球 经纬向断裂带相对较少。

综合作用下的多向断分布

地壳上每一个地块同时受到沿 纬度 的剪切 应力 (z)和沿经度的巴拉斯效应的法向应力(o)作用，必然使一些裂块受到这两个应力的合力的作用，致使一些地方扭转，向左或向右。这样在大陆上的一些断裂块朝向东北或 西北 方向扭动，从而为形成各种扭动断裂带创造了条件从扭动的形态来看,有直线扭动和曲线扭动。于是 地质学 中分出了“多”字型构造，“山”字型构造，“旋钮”型构造，“人”字型构造等。

断裂带分布

中国断裂带分布

要了解地震灾害的分布规律，就必须弄清楚断裂带的分布。下图显示是中国主要断裂带的分布。在中国东部地区，最明显的是连绵超过2000公里的郯庐断裂带（北段称 依兰 伊通断裂带），是东部地区最主要的地震威胁来源。华北地区包含多个省份，历史记载发生8级地震5次、7级以上地震18次。国际上公认被成功预测的1975年海城地震即发生在郯庐断裂带上。中段曾发生1668年莒县-郯城8.5级地震及多次7级以上强震。 在华北地区有一条与郯庐断裂带垂直的断裂带，称为 张家口市 渤海断裂，是 唐山地震 的罪魁祸首。北部的阿尔金断裂和海原断裂（发生过1920年海原8级大地震）到南部的小江断裂和红河断裂，给 西藏自治区 和 青海省 以及周边的 四川省 、 云南省 、 甘肃省 、新疆等省份带来了严重的地震灾害。为什么 青藏高原 和周边的地震活动会如此剧烈？主要源动力是来自 印度洋 板块对欧亚板块的挤压，一方面造成了青藏高原的隆起，一方面给青藏高原内部和周边地块带来了巨大的压力。当 断层 上的 摩擦力 承受不住压力的时候，就会发生错动，造成地震。 21世纪以来，中国共发生6级以上地震近800次，遍布除贵州、浙江两省以外所有的省、自治区、直辖市。

怒江断裂带

总体南北走向，长逾600千米。北起中国 贡山独龙族怒族自治县 丙中洛，向南经贡山县城，沿 怒江傈僳族自治州 西岸延伸，至 泸水市 分东、西两支。东支沿怒江西岸延伸至龙陵罕拐附近，被 勐波罗河 断裂切断（可能西移到 缅甸 境内）；西支沿 高黎贡山 东麓延伸，到道街坝西穿越高黎贡山达 龙陵县 附近，与龙陵— 瑞丽市 断裂相接。怒江断裂带 直接控制 高黎贡山 变质岩 带和岩浆岩带的东界。北段贡山腊早以北，东侧出露上古生界浅 变质岩系 。中段腊早至 碧江 附近，高黎贡山变质岩带与崇山变质岩带紧密靠拢，其间夹持很窄的上古生界浅变质岩挤压褶皱带。南段碧江以南，高黎贡山岩群与发育完整的古生界直接接触，断裂带附近古生界有强烈挤压褶皱及轻微变质现象。断裂面向西陡倾，显示逆冲—推覆特征；从北向南，断裂带宽度从100米左右增加到500～600米，断裂面形态、断裂岩类型和结构由简单变复杂，糜棱岩带规模由小变大。南段东支发育在古生界内部，断裂规模不大；西支到 龙陵县 附近被龙陵— 瑞丽市 断裂所切，南延情况不清。怒江断裂带深及 地壳 底界已得到地震测深剖面资料支持。在1∶400万中国大地构造图上，1980年，大地构造学者 黄汲清 、地质学者 任纪舜 等将 云南省 境内的怒江断裂带与西藏 班公湖 —怒江断裂带一起划为班公湖—怒江深断裂带。由于云南怒江断裂带中未见代表洋壳的 蛇绿岩套 和 侏罗纪 、 白垩纪 活动带型沉积，缺少断裂深达 岩石圈 之下的有力证据，该断裂是否与西藏班公湖—怒江断裂带属于同一条断裂，依现有证据尚难定论。

郯庐断裂带

庐断裂带南起 中国 长江 北岸湖北广济，经 庐江县 、 宿迁市 、山东郯城和 渤海 ，主体呈北北东向延伸，总长度达3500千米以上，在中国境内延伸2400千米，切穿中国东部不同大地构造单元。郯庐断裂带既是东西两侧具有不同结构的块体分界带，又是 地球 物理场异常带和深源 岩浆 活动带，还是 小行星3789 东部最大的近代地震活动带。沿断裂带发育了一系列重要的内生金属矿床，因而又是一条内生金属成矿带。在 山东省 境内，郯庐断裂带主要由昌邑-大店 断层 、安丘-苔县断层、沂水- 汤头 断层、惠邵-葛沟断层组成，构成“两堑一垒”的格局。过 沈阳市 后分为西支的 依兰 伊通满族自治县 断裂和东支的密山- 抚顺市 断裂。 渤海 地区的 郯庐断裂带 被 莱州湾 渤中- 辽东湾 盆地所覆盖。密山-抚顺断裂带构成了兴凯地块与 张广才岭 地块、 佳木斯市 地块和 完达山 地块之间的边界。断裂带南部将大别造山带与苏鲁造山带左行错开达550千米，其间牵引残留的北北东向造山带部分为张八岭隆起，并构成了 华北 板块与扬子板块的边界。

该断裂带起因于以扬子陆块与华北地块之间的拼合和碰撞造山作用，主要经历了5个演化阶段：①转换走滑（距今2.4亿～2.2亿年）；②左行平移走滑（距今2.2亿～1.9亿年）；③中侏罗—早白垩世早期挤压兼左行走滑；④晚白垩世—古近纪 地壳 伸展和断陷；⑤ 新近纪 挤压兼右行走滑。

红河断裂带

南上扬子—华南陆块与“ 三江 ”造 山系 间的边界构造带。又称 哀牢山 — 红河哈尼族彝族自治州 构造带。主干断裂北西端起于 洱海 东南，向南东经凤仪坝子、弥渡坝子至苴力后，基本沿 礼社江 、 元江 、 红河 河谷而下，于 河口瑶族自治县 附近入 越南 ，东南端达 莺歌海镇 盆地边缘，总体走向北西，向北东陡倾， 转轴倾角 70°～80°。断裂带南段西侧为 下元 古界哀牢山岩群，向北至南涧密滴以北被红河断裂带斜切而尖灭；东侧为大面积中生界覆盖，零星出露 下元节 古界大红山岩群。苴力附近的晚二叠世 玄武岩 和煤系 地层 与侏罗系、白垩系 断层 接触；定西岭丫口一带直接出露断裂面和破碎带， 泥盆纪 、 奥陶系 与白垩系断层接触。断裂挤压破碎带内糜棱岩、 碎裂岩 和 断层泥 发育，局部有镁铁岩岩脉贯入，边缘为 哀牢山 构造— 岩浆 — 变质岩 带。据对大理海东和金平地区 古生代 及 三叠纪 早期地层岩相的分析，表明二者可能曾经处于同一片海域，现在两地相距350千米，推测系红河断裂带在印支期大规模左行错移所致。通过 卫星影像 可知，沿断裂带分布串珠状古近纪— 第四纪 沉积盆地，红河河谷两侧羽状支流和羽状 山脊 被右旋扭错，估算第四纪错移量达百米至数千米量级。综合已有研究资料，古近纪至 新近纪 初—中期，印度次大陆与亚欧 大陆碰撞 导致印支地块向东南挤出，在其东北部边界形成规模巨大的 哀牢山 — 红河哈尼族彝族自治州 左行韧性 剪切 构造带；新近纪晚期，运动方式发生转变，于哀牢山东侧形成右行兼正断的 脆性 断层 ，即狭义的 红河 断裂。

阿尔金断裂带

阿尔金断裂带地处 西藏自治区 、新疆、 青海省 、 甘肃省 交界的 阿尔金山脉 地区，西起新疆与西藏交界的拉竹龙，向北东东方向斜切 昆仑山脉 及 祁连山脉 ，东端隐没于 巴丹吉林沙漠 之下，全长达1600千米以上。它由阿尔金南缘断裂、阿尔金北缘断裂、米兰-红柳园断裂、且末-黑尖山断裂和罗布庄-星星峡断裂等五条长达数百千米的断裂组合而成，总体呈北东70°方向直线状延伸，断层面 转轴倾角 70°以上。阿尔金断裂带中发育大量早 古生代 蛇绿岩 和高压-超高压变质岩石，表明它曾是 原特提斯洋 关闭的 缝合带 。其后由于古特提斯、新特提斯构造影响，尤其是印度-欧亚大陆碰撞、 青藏高原 隆升，沿阿尔金断裂带发生了多次强烈的左行走滑作用，主要的走滑活动发生在：距今2.45亿～2.2亿年，1.8亿～1.4亿年，1.2亿～1亿年，0.90亿年～0.80亿年，0.60亿年～0.45亿年，渐新— 中新世 ，上新— 更新世 ， 全新世 。累积走滑位移量可达800千米左右。

台湾纵谷断裂带

台湾纵谷断裂带整体呈北北东向延展，沿断裂发育 古生代 -中生代的大 南澳岛 变质杂岩、混杂岩和 蓝闪石 片岩 等岩石组合，被认为代表了 菲律宾海板块 和欧亚大陆弧-陆碰撞的缝合边界。

国外典型断裂带

北安纳托利亚活动断裂带

北安纳托利亚活动断裂带(North Anatolian Fault)位于 土耳其 北部，总体走向东西向其东段近于 NWW 向，西段近 NEE 向，大致呈宽缓的向北突出的弧形。从卡尔勒奥尔起至 马尔马拉海 ，沿大体与 黑海 海岸线平行的方向横贯土耳其北部，长约1 200km。它是世界上最著名的右旋走滑 断层 之一，与 美国 的圣安德烈斯断裂号称“姊妹断裂”。土耳其及其周边地区处于一个复杂的板块构造地带，该地带位于喜马拉雅-阿尔卑斯 新生代 造山带的东地中海段，几大板块在该地区汇聚，并相互作用。北面有欧亚板块，南面是向北方向运动的 非洲板块 ，东南面是向北方向运动 阿拉伯板块 ，北安纳托利亚断裂以南的大部分 土耳其 国土位于土耳其-爱琴次级板块上。 阿拉伯板块 向北方向的运动是北安纳托利亚右旋走滑断裂的重要成因，也是土耳其现代 构造运动 主要动因之一。

北安纳托利亚断裂为安纳托利亚板块和 黑海 板块的交界，属于欧亚板块的黑海板块位于它的北侧，南侧是安纳托利亚块体。但是，北安纳托利亚断裂演化的历史并不是很长只有到了 中新世 中晚期，作为特提斯海南支的一部分的比特里斯海封闭后，阿拉伯板块和安纳托利亚块体发生碰撞，北安纳托利亚断裂才以一条比较宽的右旋 剪切 带出现。在晚第三纪晚期的 上新世 ，北安纳托利亚断裂开始表现为一条和现今结构类似的断裂带由于安纳托利亚块体受欧亚板块的阻挡，在南北向挤压力作用下，安纳托利亚只能选择向西逃逸的运动方式。为了给安纳托利亚块体西行提供通道，北安纳托利亚断裂开始发育，随着 阿拉伯板块 向西推挤，北安纳托利亚断裂也经历了一个由东向西逐渐发展的过程。由于安纳托利亚块体在向西逃逸过程中同时伴有逆时针转动的特点，使得北安纳托利亚断裂在几何结构上呈现向北突出的弧形，以弧顶为界，北安纳托利亚断裂分为东西两支，东支走向 110°，西支走向 75°左右。晚第三纪以来，东支断裂的平均水平 位错 为 35~45 km，而西支断裂为20~30 km，表现出由东向西递减的特点。

北安纳托利亚断裂内部包含多有条次级断裂，它们首尾相连，多呈雁列式分布。板块运动研究表明 土耳其 周围地区板块运动速度为 1.3~2cm/a。这与基于 GPS 观测给出的穿过 伊兹密特 (Izmit)和马尔马海北部的北安纳托利亚断裂的滑动 速率 15mm/a 相一致。北安纳托利亚断裂是 亚洲 大陆内部一条强烈的地震活动带。在过去的1 000年里，沿北安纳托利亚断裂共有4 次强震活动从集期，分别是967-1030 年、1254 年前后、16661668 年和 1939-1999 年，两次从集期之间的间隔时间约为 200~300 年。每期强震活动特征，如空间迁移、地点、破裂带分布范围等都有所差别。

自1939 年起，北安纳托利亚断裂自东向西发生了一系列地震。1939一1999年的 7次7级强震地表破裂带在空间上的分布则充分反映了断裂带分段活动特点，分段界限区存在明显的构造标志，主要表现为拉张型阶区。不同段落存在相互关联性，7次强震依次由东向西发展。在各次地震造成破裂终止的地方，应力重新分布，并不断增加新的应力积累，从而增加了地震危险性。这一迁移式的地震发生现象，给地震迁移理论提供了新的证据。

圣安德烈斯断裂带

圣安地列斯断层带贯穿 加利福尼亚州 ，长约1287千米，断裂深度约16千米，是地球表面最长和最活跃的断层之一，是 太平洋板块 和北美板块的重要界线。断裂北端在阿雷纳角的北边伸入 太平洋 ，南端延至 加利福尼亚湾 ，整个断裂将胡安德富卡扩张中心与加利福尼亚扩张中心相连。其主断裂是转换 断层 ，具有明显的右旋走向滑动性质。是两侧板块相互 剪切 滑动形成的平错型（剪切）边界，其存在的时间已经超过2000万年。断层北部活动始于3000万年，而南部较晚，始于500万年。已发生的大的右旋位移达400千米，运动 速率 为6厘米/年。

学术研究

中美红河断裂带考察

继1979年10月美国地质调查所板块代表团访问中国以后，该团团长C. R.艾伦教授，于1981年2月12日至3月19日，率3人小组来到中国，同中国 云南省地震局 、中国国家地震局等单位合作，在红河断裂带进行了一个多月的野外考察，对其地震危险性做出估计，获取了地震、地质、地貌和年代学等反映该断裂带最新活动的相关证据。红河断裂带经历多期的构造变动，成为 云南 区域的地质、地貌分界线，控制着东西两侧古生代以来不同地质时期的海陆变迁和 岩浆 活动,以及现代山脉、 水系 的发育。

滇越红河断裂带研究合作

2002年，由中国云南省科技计划国际合作项目支持，中国云南省地震局与 越南 科学院地质研究所合作开展“中越红河断裂带地震活动性与地震构造特征对比研究”。

2003年1月～2006年12月，应用中国和外国外先进的地震活动性与地震构造研究的技术体系，并引入全球定位系统、 遥感 和地理信息系统（3S）技术，研究中越两国 红河 断裂带的断裂和地震活动性、地震构造、深部构造、 震源 及 地壳 介质特性、地壳形变及 构造应力场 、地球 动力学 特征等，对断裂带活动不均匀性及动力学机制进行探讨。发现： 红河 断裂带主动盘地壳及上 地幔 结构和介质差异性是其活动时空不均匀性的重要原因之一；断裂带 西北 端的裂陷伸展变形可能与跨 小金川 断裂的下地壳“爬坡”、蠕散和 地幔 热流的上涌与透入效应有关；断裂带分段应注重深部特征以及段间转换、段间过渡的变形机制；断裂带的川滇块体边界作用已经弱化。滇越红河断裂带研究合作，在 震源 及 地壳 介质特性、 越南 境内 断层 剖面、 新生代 地层 年代学、断裂新活动时代、走滑 断层 累积 位错 量及成果图编制等方面填补了多项空白；在涉及 红河 断裂带 地震学 研究的系统性、完整性方面，是权威性的国际研究成果；解决了越南红河断裂带在新生代地层年代学、断裂及地震活动性、地震构造等方面的难题，为两国的防震减灾工作提供了科学依据。

断裂带的水文地质意义

断裂带是 应力集中 释放造成的破裂形变，大的断层延伸数十至数百千米，断层带宽达数百米，切穿若干岩层，构成具有特殊意义的水文地质体。

断层 两盘的 岩性 及断层的力学性质，控制着断层的导水和贮水特征。发育于 脆性 岩层中的张性断裂，中心部分多为疏松多孔的角砾岩，两侧一定范围内则为张开度及裂隙率都增大的裂隙增强带，常具良好的导水能力。发育于含泥质较多的塑性岩层中的张性断裂 构造岩 夹有大量泥质，两侧的裂隙增强也不如脆性岩层明显，往往导水不良，甚至隔水。压性断裂的破坏程度最大。在塑性岩层中断裂中心部分为致密不透水的糜棱岩、 断层 泥等，两侧多发育张开性差的扭 节理 ，通常是隔水的。在脆性岩层中，压性断裂中心部分的构造岩细碎紧密，透水性很差，但 断层 两侧多发育张开性较好的扭张裂隙，成为导水带尤其当断层比较平缓时，上盘的张扭裂隙更为发育，导水性好，扭性断裂的导水性介于张性断裂与压性断裂之间。同一条断层，由于两盘 岩性 以及力学性质的变化，不同部位的导水性可以很不相同。例如，浅部两盘均为 脆性 岩层，断层导水。深部两盘为柔性岩层，变为隔水。原来导水的 断层 带可因后期的胶结作用而降低导水性，也可由于后期的溶解作用而增强导水性。因此，对于断层的导水性应结合实际资料具体分析。

导水 断层 带是具有特殊意义的水文地质体，它可以起到贮水空间、集水廊道与导水通道的作用。当围岩本身裂隙不发育而仅断层带局部破碎时， 断层角砾岩 （孔隙度可达百分之几十）及裂隙增强带 （裂隙率可较围岩大1~2个数量级，达到百分之几到百分之几）构成带状导水空间，钻孔或坑道揭露此类断层时，初期涌水量及水压可能较大，但迅即衰减，以致干涸。

发育于透水岩层中的导水 断层 ，不仅是贮水空间，还兼具集水廊道的功能。钻孔或坑道揭露 断层 带的某一部位时，水位下降迅速波及导水畅通的整个断层带，形成延展相当长的水位低槽，断层带就像集水廊道一般，汇集广大范围围岩裂隙中的水，因此涌水量大且稳定。导水断层沟通若干 含水层 或（及）地表水体时，断层带兼具贮水空间、集水廊道与导水通道的功能。钻孔或坑道揭露此类断层时，断层带将各个水源的巨大贮存量源源不断地导人，涌水量极大且保持稳定。1935年3月， 淄博市 煤田开采石炭系 煤层 的坑道揭露大 断层 ，下伏 奥陶系 大理石 中丰富的岩溶水迅速涌入，淹没全矿。远在20km以外的岩溶大泉也因其水流转入矿坑而断流。

当存在厚层隔水层且 断层 断距较大时，原来 连通 的含水层可被切割成为相对独立的 块段 。这种含水块段与外界联系减弱，甚至断绝，故有利于排水疏干而不利于供水。正是由于这种作用，大的断层往往构成含水系统的边界。