在世界许多地区，对活断层的辨认和研究最初是从地震断层(earthquake fault)开始的。如日 本 1891 年浓尾地震，美国 1905 年旧金山地震，都产生了明显的地震地表断层，从而推动了对 活断层的研究。 数十年来的研究表明， 活断层一般是沿已有的断层长期活动或是老断层的复活(当 然也有新形成的断层)；它的活动方式基本有两种，即以地震方式产生突然的滑动和连续缓慢的 滑动。同一条断层在不同时期和不同区段，其活动方式可交替出现。活断层的活动强度一般以其 长度和错动速率表征的。世界上著名的活断层，如圣安德烈斯断层(美国)、安纳托里亚断层(土耳 其)、博格多断层(蒙古)、郯庐断裂(中国)等，都长达数百公里以至上千公里，它们最新活动的标 志极为清晰，现今均发生过 8 级左右的大地震，具有强烈的活动性。而长度较小的活断层，其 活动性则相对较弱。 活断层的错动速率是以某一时期内断层两盘相对位移的平均值来表示的， 一 般认为错动速率 1mm／a 以上的即为较强烈的活断层了。伴随有地震活动的活断层，在地震活 动时相对位移较大， 而在非活动期则位移很小甚至无位移。 所以采用重复精密测量和密集的地震 台网监测，可判定断层的活动性。 历史上或近期地质时期内曾经活动过的断层， 可藉助于历史地震记录、 古建筑的破坏和地质 标志来判别它。我国是一个文明古国，有 3000 年左右的地震历史记载，可以帮助我们判定活断 层的存在以及间歇性活动断层的错动周期； 但活断层的具体位置往往难以判定。 因断层活动遭致 古建筑破坏的事例，不仅能确切地判定活断层的位置，而且可估算其错动速率。宁夏石咀山市红 果子沟，明代中、晚期(距今约 400 年)修建的一段东西向长城，有两处被错断，均呈右旋扭动， 同时存在水平和垂直错动，其中水平错距达 1.45m，垂直错距为 0.9m。这两处错断均为断层的 蠕动所致，跨越长城的断层走向为 N28oE。由此估算其错动速率，水平和垂直方向各为 3.63 及 2.25mm／a。地质标志是判定断层活动性的主要依据。详细地研究断层长期活动在最新沉积层 或地貌上留下来的证据，既可判定该活断层的错动方式和规模，又可判定其错动的时间和周期。 二、活断层对工程建筑物的影响 活断层对工程建筑物的影响表现为两个方面。 一方面是由于活断层的地面错动直接损害跨越 该断层修建的建筑物；有些活断层错动时附近有伴生的地面变形，则也会影响到邻近的建筑物。 另一方面是伴有地震发生的活断层， 强烈的地震对较大范围内建筑物的损害。 从工程地质观点出 发，这两方面的问题均与工程的区域稳定性或地壳稳定性密切相关。 长期蠕动和地震发生时突然滑动的活断层， 都可对建筑物造成直接损害。 上面提到的宁夏石 咀山附近长城被错断即为一例。 长达 1000 余公里的圣安德列斯大断层是世界上最活跃的活断层， 特别是旧金山东南从霍利斯特至帕克菲尔德约 200km 的区段内，激光测距获得的断层蠕动速率 是 1－4cm／a，因而跨越断层的公路、围墙等建筑物几年后就能发现较大的错位。我国唐山大 地震时有一条长 8km，走向 N30°E 的地表断层，正好由市区通过，最大水平错距 3m，垂直断 距 0.7－1m。该断层穿过的道路、房屋、围墙等一切建筑物全被错开(图 2－1)。
    图 2－1
    唐山大地震地表断层错动
    (据虢顺斑等.1977) 活断层发震所产生的地震波， 对附近大范围内的建筑物发生影响； 尤其是那些累积很大弹性 应变能的粘滑型断层，当其锁固段或端点一旦破裂时，应变能大量释放所发生的强烈地震，将会 导致建筑物的严重损害。所以在预测地震危险性时必须首先研究活断层。 第二节 活断层的基本特征 一、活断层的类型 根据断层面位移的矢量方向与水平面的关系， 可将活断层划分为倾滑断层与走滑断层。 倾滑 断层又可分为逆断层和正断层； 走滑断层也叫平移断层， 又可分为左旋断层和右旋断层。 逆断层、 正断层和平移断层，它们的构造应力状态、几何特征和运动特性不同，所以对工程场地的影响也 各异。 逆断层的构造应力状态是 近于水平， 近于竖直。 断层面与水平面的夹角一般小于 45o，
    且往往呈舒缓波状。逆断层的上盘(上升盘)分支和次生断裂往往较为发育，岩性破碎，地表变形 强烈(图 2－2)。这类断层的规模可很大，长达数千公里，且断层带很宽。世界上许多大的地震都 是伴随逆断层错动产生的，如日本岛弧一系列大的地震即是由太平洋板块向欧亚板块俯冲而产 生；我国西部地区的喜马拉雅山、天山和祁连山等山前巨大的逆断层，频频发生地震。这类逆断 层有时地表变形范围很大，如 1964 年阿拉斯加地震时，2×105km 面积发生变形，最大垂直上 升达 12m。 正断层的构造应力状态是 近于竖直， 近于水平， 断层面与水平面的夹角一般大于 45o，
    2
    且往往呈参差状，断层带也较宽。正断层的上盘(下降盘)分支和次生断裂也往往较为发育，岩性 破碎，地面变形强烈(图 2－3)。太平洋、大西洋和印度洋的中脊即为世界上规模最大的活动正断 层。大陆上著名的活动正断层有东非裂谷带、美国西部大盆地省、欧洲莱菌地堑、苏联贝加尔裂 谷带等。我国的活动正断层主要分布于东部地区，主要有汾渭地堑、银川地堑、太行山东缘断裂 等。 上述地带的地壳均承受了水平张应力。 由正断层活动所产生的地震较之逆断层和平移断层要 少得多，且地震震级相对也较小。
    图 2－2
    活动逆断层的应力状态
    图 2－3 和
    活动正断层的应力状态 、 之间的最大剪应力面，
    平移断层的构造应力状态是
    均近于水平， 断层面即为
    近于直立，断层线平直，而断层带极窄。世界上最著名的活动平移断层有美国加州的圣安德列斯 断层带、土耳其安纳托利亚断层带、新西兰阿尔卑斯断层带等。在我国，此类活断层最多，它们 主要分布于西南和西北地区，其规模巨大，如鲜水河断裂、小江断裂、红河断裂、阿尔金断裂、 阿尼玛卿断裂、喀依尔特-二台断裂、班公湖断裂等。平移断层具有鲜明的地貌特征，尤其对水 系的错断改造最为清楚，所以水工建筑物也往往受这类活断层的威胁。实际资料表明，板块内部 的大地震大多是伴随平移断层活动而产生的。 平移断层往往是大陆内部地块问的边界， 直接显示 出各地块间近期相互运动的状况。 上述三类活断层的位移矢量是单纯地倾滑或走滑， 而实际上的位移矢量多是倾滑－走滑两种 分量的合成。因此断层也叫做左旋逆断层、右旋正断层等。 按断层的主次关系，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)。次级断层实际上仍属主断层的分支，对于逆断层和正断层来说它主要产生 在上盘，而平移断层是很少有次级断层伴生的。 二、活断层的活动方式 活断层的活动方式基本有两种， 一种是以地震方式产生间歇性地突然滑动， 这种断层称地震 断层或粘滑型断层(stick-slip fault)。一种是沿断层面两侧岩层连续缓慢地滑动，这种断层称蠕变 断层或蠕滑型断层(creeping fault)。粘滑型活断层的围岩强度高，断裂带锁固能力强，能不断地 积累应变能。 而当应力达到一定强度极限后产生突然滑动， 迅速而强烈地释放应变能， 造成地震。 所以沿这种断层往往有周期性的地震活动。 蠕滑型活断层主要发育在围岩强度低， 断裂带内含有 软弱充填物，或孔隙水压、地温的高异常带内，断裂的锁固能力弱，不能积累较大的应变能，在 受力过程中易于发生持续而缓慢地滑动。断层活动一般无地震发生，有时可伴有小震。 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和震源外围的蠕滑问 题。1976 年唐山地震前后的一些宏观现象，如井壁坍塌、井喷等，可能是与深部断裂的蠕动有 关。据唐山地震震中区地形变资料反演求得，在 1969－1975 年曾发生了走滑错距为 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。此外，有的地震刚发生 时，地表上见不到断层位移，经过数日或一年后，地表才出现这次地震产生的位移。这种断层后 效蠕动位移现象， 已由美国帕克菲尔德和博利戈山两次地震后的观测资料所证实。 说明地震时基 岩中发生的断层位移，在其上覆盖层中是以塑性流动的形式而滞后到达地表面的。 三、活断层的继承性与反复性 研究资料表明， 活断层往往是继承老的断裂活动的历史而继续发展的， 而且现今发生地面断 裂破坏的地段过去曾多次反复地发生过同样的断层运动。 一些活动构造带的古地震震中， 总是沿活动性断裂有规律地分布的， 岩性和地貌错位反复发
    生，累积叠加，其中尤以走滑断层最为明显。例如，新疆喀依尔特-二台活断裂在地质时期内长 期活动， 其右旋走滑运动幅度的最大值 26km； 上更新世早期形成的水系被错移的最大值 2.5km。 根据大量古地震现象，不同期次断层错动不同层序沉积物的资料和 C 年代测定等综合分析，初 步可确定断裂带上有 3－5 次古地震事件，各次地震位移累积叠加。说明该断裂在相当长的地质 历史时期内， 在差不多同一构造应力条件下以同一机制沿着已经发生错动的断裂带继续活动， 主 要活动方式是粘滑。 现今的富蕴地震断裂带是它继承性活动和发展的产物， 它的展布范围与该活 动断层完全一致。 我国活断层的分布， 主要继承了中生代和第三纪以来断裂构造的格架。 在现代地应力场的作 用下，东部以正断层和走滑正断层为主，西部则以走滑和逆冲走滑断层为主。 四、活断层的长度与断距 活断层的长度与断距， 是在活断层区修建建筑物时地震预报和设防的重要资料。 它是根据地 震时地表错断的情况来确定的，习惯上以地表断裂带长度和断层最大位移值这两个参数来表征。 一般地说，地震的震级愈大，震源深度愈浅，则地表断裂愈长，断层位移量也愈大。实测资料表 明，一般大于 7.5 级的浅源地震均伴有地表错断，而小于 5.5 级者则少见。这个问题的分析，是 针对沿已有断裂带上发生的浅源地震而言。 地震时地表错断的长度可从小于 1km 到数百公里。同样震级的地震由于震源深度和锁固段 岩体强度不同，其地表断裂的长度是不相同的。 一般认为，地面上产生的最长地震断裂最能代表震源断层的长度。据此观点，我国地震作者 统计了我国和邻近地区地震的地面断裂资料，于 1965 年提出了如下关系式： lgL=0.48M－1.57 日本提出的类似经验关系式是： lgL=0.6M－2.9 即可按上式估算震源断层的长度。 (2－1)式的可靠性，可取主震后余震分布带的长度作对比。例如 1966 年邢台地震的主震是 7.2 级，按(2－1)式计算其震源断层的长度为 80km，邢台地震的余震密集带长度也约为 80km， 与上述计算结果基本相符。又如 1975 年海城 7.3 级地震，按(2－1)式计算其震源断层长度为 80km，而其余震密集带长度约为 70km，两者也大致相符。 博尼拉(M·G·Bonilla)和布哈南(R·C·Buchanan)根据全世界几十个地震地表错断资料， 绘制了 震级与主断层地表错断长度的关系图(图 2－4)，图中线条按最小平方拟合得出)。根据此关系可 估计在一定震级的地震中可能产生的地表错断的最大长度。 它对走滑型断层更为适用。 两位学者 还根据相同的资料绘制了震级与主断层地表最大位移关系图(图 2－5)。 由图中可看出， 资料的离 散性很大，其原因在于：①有些活断层在地震时地表错断的长度往往只是它的一部分；②断层类 型不同，地表断层产生的错距也不相同。 此外，还可利用地震地面错断资料，绘制主断层地表错断长度与地表最大位移的关系图解， 并用统计的方法得出它们之间的线性方程。显然，最大位移与错断的长度是呈正比关系的。以上 所述的均为主断层的情况， 而分支和次级断层的错距一般是随距主断层距离加大而减小的， 如图 2－6 所示。 (2－2) 上两式中：M 为 M8 地震震级；L 为相应的最长断层长度(km)。当某次地震已知其震级时， (2－1)
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    图 2－4
    地震震级与地表错断长度的关系
    图 2－5
    地震震级与地表最大位移的关系
    (据 Bonilla 和 Buchanan，1970)
    (据 Bonilla 和 Buchanan，1970)
    图 2－6
    分支和次级断层位移(占主断层位移百分数)与距主断层距离的关系 (据 Bonilla，1970)
    为了保证核电站运行时的安全可靠， 要求定量预测地震时发震断层两侧地表变形或次级断层 的错动量， 以便将建筑物置于安全场地上。 日前已初步尝试采用解析法和有限单元法计算和预测 当发震主断层产生一定错动时，周围地表变形和次级断层上的错动量。 五、活断层的错动速率和错动周期 活断层的错动速率和错动周期，也是近年来进行地震预报的重要资料之一。 活断层的错动速率，一般是通过精密地形测量(包括精密水准和三角测量)和研究第四纪沉积 物年代及其错位量而获得的。 精密地形测量可以精确地测定活断层不同地段的现今错动速率。 如圣安德列斯断层经过精密 地形测量后， 根据蠕动速率的大小和地震情况划分为九段， 其中的比特瓦特谷至帕克菲尔德段蠕 动速率极高，达 5cm／a 以上；但没有发生地震，而门多西诺角至洛斯加托斯段及乔拉姆至卡宗 隘口段则未发现蠕变断错，前者在 1906 年发生了 M8.3 大地震(即旧金山大地震)，地震时地表 破裂右旋方向最大位移 6.4m；后者在 1857 年 M8.25 大地震时最大断错达 10m。 通过第四纪沉积物年代和错位量的研究，可以测定活断层在最新地质时期内的平均错动速 率。据统计，我国西部地区大部分活断层的垂直平均错动速率 0.5－1.6mm／a；水平平均错动 速率:新疆地区 8－l8mm／a，青藏高原周同 2－9mm／a，青藏高原内部 2.5－10mm／a。东部 地区大部分活断层的垂直平均错动速率:华北平原 0.2mm／a， 银川地堑。 汾渭地堑分别为 2.3mm ／a、1.8mm／a，华南地区每年百分之几至十分之几毫米；水平平均错动速率:华北平原 0.5－ 2.3mm／a，鄂尔多斯周围 8－5mm／a，华南地区 0.4－2mm／a，台湾 6－12mm／a。 需要指出的是，活断层的错动速率是不均匀的，一些地震断层在临震前住往加速，地震后又 逐渐减缓。根据错动速率的大小，一般将活断层分为 AA、A、B、C、D 等五级(表 2－1)。 表 2－1 活断层按错动速率分级 等级 错动速率（mm／a）
    AA A B C D
    > 10 1－10 0.1－1 0.01－0.1 < 0.01
    地震断层两次突然错动之间的时间间隔， 就是活断层的错动周期。 由于活断层发生大地震的重复 周期往往长达数百年甚至数千年， 已超出了地震记录的时间。 因此要正确制定一些活断层上强震 的重复时间间隔， 必须加强史前古地震的研究； 即利用古地震时保存在近代沉积物中的地质证据 以及地貌记录，来判定断层错动的次数和每次错动的时代。例如克拉克(C1ark)等人在加里福尼 亚博利戈山地震(1968 年， M=6.4)时产生的地表断层上开挖沟槽， 发现地层年代越老， 错动越大。 利用 C 测定各地层的绝对年龄，判定该断层存过去 3000 年间大约每隔 200 年错动一次。 地震断层的错动周期丰要取决于断层周围地壳应变速率和锁固段断层面的强度。 若应变速率 小， 则应力达到断层面强度的时间(错动周期)就变长； 若断层面强度小的话， 即使应变速率也小， 它也能在较短时间内达到极限强度而发生地震。地壳应变速率用断层的平均错动(位移) 速率 s 表示，断层面强度用一次地震的错移量 d 表示。则该断层的错动周期(或该级地震的蒋现期)R=d ／s(图 2－7 左图)。若两次地震间断层有蠕滑运动时，则 R=d／(s－c)，c 为平均蠕滑速率(图 2 －7 右图)。显然，平均错移速率低的断层错动周期要大得多。松田时彦统计了日本大陆上主要 历史地震的震级 M 伴随的错移量 d 的关系，其相关方程式为:
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    图 2－7 于是得：
    平均错动速率和一次地震错移量，地震再现期的关系 (2－3) (2－4)
    lgd=0.6M－4.0 lgR=0.6M－(lgs+4.0)
    上两式中 d、s 单位各为 m 及 m／a。
    图 2－8
    地震重现周期计算图解(据松田时彦，1978)
    根据上述关系式可绘制出图解(图 2－8)。可知；s 为 1－10mm／a 的 A 级活断层，当发生 M=7－8 的火地震时，其发震周期约为 103 年，而 s 小于一个数量级的 B 级活断层，要发生这 样大的地震，大约周期为 104 年。因此，可以这样认为：刚发生过大地震的断层，即使是 AA 级断层，该地带应该是安全的。 当地震断层伴有蠕动他移时，由它所发动地震的震级和周期均显著地缩小。需要指出的是， 如果地震断层的一个断层面每次都以明显不同的震级和时间间隔发生位移的话， 则根本不可能求 出地震周期。 第三节 活断层的鉴别标志 一、活断层的地质、地貌和水文地质鉴别标志 活断层的地质、 活断层是活动在最新地质时期内的断层，因而较之老断层来说，在地质、地貌和水文地质方 面的特征更为清楚。人们根据这些特征就可以鉴别它。 1.地质方面 保留在最新沉积物中的地层错开， 是鉴别活断层的最可靠依据。 这种现象在一些活动构造带 中见之较多。例如，宁夏贺兰山东麓的活断层，在贺兰口村一带错开了第四纪中更新世至全新堆 积的所有洪积物，落差大于 50m，还形成了刀切似的直线形断崖(图 2－9)。位于汾渭地堑中段
    的平遥活断层，错断了晚更新世中晚期的黄土，断距 40－50m，在航、卫片上表现为清晰的线 性构造。黄土下伏的断层两盘岩性截然不同，东盘(上升盘)为早，中更新世红色土，而西盘(下降 盘)为早更新世至晚更新世早期的湖相粘土和粘土质粉砂层(图 2－10)。一般地说，只要见到第四 纪中、晚期的沉积物被错断，无论是新断层或老断层的复活，均可判定该断层的活动性。需注意 与地表滑坡产生的地层错断的区别。
    图 2－9
    贺兰山东麓活断层剖面图
    1－三叠纪页岩：2－第四纪沉积物：3－活断层(据疗玉华等，1980)
    图 2－10 平遥活断层剖面图 (据刘光勋等，1980) 活断层的断层带(面)一般都由松散的破碎物质所组成，而非复活老断层的破碎带均有不同程 度的胶结；所以松散、未胶结的断层破碎带，也可作为鉴别活断层的地质特征。 伴随有强烈地震发生的活断层， 当强震过程中沿断裂带常出现地震断层陡坎和地裂缝， 是鉴 别活断层的霞要依据。例如，日本 1930 年 11 月北伊豆 M7.0 地震时，沿丹那断层带地表产生了 很多地裂缝。每条裂缝长约数米；走向大致为 N45 W。它们呈右旋雁行排列，显示了该断层为 大致南北走向的左旋地震断层(图 2－11)。鉴别地裂缝时，应注意。与斜坡变形破坏或大量汲取 地下水所造成的地裂缝的区别。非构造的地裂缝一般无一定的方向性。 2.地貌方面 一般地说，活断层的构造地貌格局清晰，其许多方面的标志可作为鉴别依据。 活断层分布地段往往是两种截然不同的地貌单元直线相接的部位， 其一侧为断陷区。 而另一
    o
    侧为隆起区。 由于在近期地质时期内断块的长期活动， 高耸区和低洼的平原、 盆地分化幅度很大。 例如汾渭地堑的南段渭河断陷盆地，在其南侧的秦岭太白山上保留有早第三纪侵蚀平原的残迹， 而盆地中却堆积了 6000 多米厚新生代地层:可见秦岭北麓大断裂自第三纪至今断距达万米， 而第 四纪以来的差异升降幅度为 2000m 左右。该地堑北段差异升降运动最弱的雁同断陷盆地，新生 代堆积物最大厚度也有 3000m 以上，其中第四纪堆积物达 460m。据此可以推算出升降幅度值。 阿尔泰山区的喀依尔特-二台活动断裂的北段，其继承性的右旋走滑活动按走滑破裂带应力分布 的规律，断层东侧正好位于引张区内，因而形成了喀依尔特、可可托海和吐尔洪等串珠状的新生 代小断陷盆地， 盆地发育张裂沟槽和溺谷。 断层西侧为高耸的山地， 断层崖、 三角面等十分发育。 二者相对高差 500m 左右， 且界线截然分明。 地貌上的突然变化及沉积物厚度的显著差别是活动 性断裂存在的重要标志。
    图 2－11
    丹那地震断层的雁行地裂缝
    1－沉陷；2－地裂缝(据伊原、石井，1932) 走滑型的活断层，常使通过它的河流、沟谷方向发生明显的变化；当一系列的河谷向一个方 向同步移错时，即可作为确定活断层位置和错动性质的佐证:典型的实例有四川鲜水河断裂带和 新疆喀依尔特-二台断裂带(图 2－12)。水系移错距离有时可达数公里。根据水系移错的距离和堆 积物的绝对年龄，即可推算该活断层的错动速率。山脊、山谷、阶地和洪积扇等的错开，也是鉴 别走滑型活断层的标志。 近期断块的差异升降运动，可使同一级夷平面分离解体，高程相差数百米，以至上千米。如 云南东川的小江断裂带将海拔为 3100－3200m 的夷平面南北向分离解体， 使小江河谷东侧形成 3100m、2500m 和 1780m 的梯级夷平面。为数不少的活动断裂在地貌上为深切的直线形河谷， 当断层两盘相对地升降，则两岸阶地的高度有差别，同一级阶地的高程在断层两侧明显不同。由 于阶地形成的时代较夷平面新，所以在鉴定活断层时更为可靠。 此外，在活动断裂带上滑坡、崩塌和泥石流等工程动力地质现象常呈线形密集分布。 3.水文地质方面 活动断裂带的土石裂隙和孔隙发育，使得岩性透水性和导水性强，常形成脉状含水层，因而 当地形地貌条件合适时，沿断裂带泉水成线状分布，植被发育。由于有些老断层的破碎带导水性 也较强，泉水也有线状分布的特征，故以此鉴别活断层时需慎重。此外，当断层活动时产生的机 械能转化成了热能的缘故， 许多活断层沿线常有温泉出露， 并亦表现为沿断裂带呈线状分布的特
    点。我国东南地区的温泉大体上是沿活动性断裂呈串珠状分布的。由于活断层一般比较深大，地 下水在循环交替过程中能携带深部的某些化学成分，主要表现为某些微量元素含量的显著增加， 例如氡、氦、硼、溴等。因此，也可根据地下水中这些微量元素的异常探测活断层。
    图 2－12 走滑型活断层移错水系 a－四川鲜水河断裂带；b－新疆喀依尔特-二台断裂带 二、活断层的历史地震、历史地表错断鉴别标志 活断层的历史地震、 历史上有关地震和地表错断的记录，也是鉴别活断层的证据。 我国历史悠久，典籍丰富，公元前 19 世纪就有地震的记载；而比较可靠的记载始于公元前 1177 年，长达 3000 多年。由于老的历史记载没有确切的震中位置，又无地表错断的描述， 所以只能用以证实有活断层存在，而难以确切地判定活断层的位置。较新的历史记载，震中 位置、地震的震级、以及断裂长度及地表错断距离等都比较具体、详细。
    利用考古学的方法， 可以判定某些断陷盆地的下降速率。 这种方法主要的依据是古代文化遗 迹被掩埋在地下的时间和深度。例如山西山阴县城南发现公元 1214 年的金代文物被埋于地下 1.5－1.8m，可估算出汾渭地堑北端的雁同盆地平均下降速率是 2.2mm／a。 三、活断层的微震测震和地形变鉴别标志 本世纪 70 年代以来，开始了用密集的地震台网确切测定微震震中位置以鉴别活断层的微震 监测，而目前用得较多的是监测水库诱发地震。 根据微震震中位置的测定， 能够较好地确定活断层的位置、 震源参数和断层两盘的相对活动 性。例如，美国加利福尼亚州中部设立了 150 个地震台，监测沿圣安德列斯断层及其分支断层 的地震活动。图 2－13 即为 1972 至 1973 年测得的 M≥1 的震中位置，均沿断层分布，显示了 该断层的活动性。1981 年 4－8 月记录到的沿新疆喀依尔特-二台断裂的微震震中分布，同样令 人信服地显示了该断裂的活动性，且断层的东盘是主动盘，活动性较强(图 2－14)。需要指出的 是，有些蠕动断层虽然活动比较强烈，但并不发生地震，如果单纯依靠这种标志鉴别的话，有时 就会造成错误。
    图 2－13 中加里福尼亚 M≥1 的地震震中分布图 (据 C－G·Bufe)
    图 2－14 沿喀依尔特-二台断裂 1981 年 4－8 月微震震中分布图 (据石鉴邦等，1982) 采用重复精密水淮测量和三角测量所获地形变的证据， 能判定无震的蠕滑断层或突发的地震 断层的活动性。通过区域水准测量以及台站。(流动短水准测量所反映的垂直形变，可以探求活 断层不同地段两盘相对升降活动的趋势和幅度。 利用三角网复测所得的水平形变资料， 则不仅可 探求活断层走滑的趋势和幅度，还可获得主压应力的方向。 第四节 我国活断层的分布 在始新世末(约 38Ma 前)，印度板块自南南西方向与欧亚板块相碰撞；与此同时，太平洋板 块和菲律宾板块又分别从北东东和南东方向向欧亚大陆之下俯冲。板块间巨大而持续的相互作 用，控制了我国现代地应力场和构造形变。莫尔纳(P·Molnar)等人提出的一种与大陆碰撞相联系 的滑线场理论，较好地解释了我国境内现代地应力场空间展布和活断层分布的规律性。图 2－15 即为包括我国全境的亚洲东部地区现代地应力场的空间分带情况。 我国的南西、 西北和华北地区 地应力强度高且集中增长速率大，有较多的活断层分布。 我国活断层的分布， 总体来说是继承了老的断裂构造， 尤其是中生代和第二三纪以来断裂构 造的格架。这些老断裂处于活动性强的现代地应力场中，有利于继续活动。活动过程中还在一定 程度上发育了新的活动部位，形成新的破裂面。根据活断层的类型和活动方向，可大致以东经 105。为界，分为东西两部。东部以 NE 和 NNE 走向的正断层和走滑正断层为主，西部则是以 NW 和 NWW 走向的走滑和逆冲-走滑断层为主(图 2－16)。 在西部，青藏高原的四周为一系列强烈活动的巨大逆冲断层或走滑断层所围限。在高原 内 部发育有一系列 NW 或近 EW 向的大型左旋走滑活动断层，清楚地反映出由于近南北向挤压造 成的青藏高原内部各个块体间不均匀的侧向滑移。高原南侧发育一系列 SN 向活动正断层，西南 侧由多系活动断裂带围限成一个向东南滑移的川滇菱形地块。 青藏高原以北地区活断层主要是围