岩石圈块体，作为体积、能量、物质平衡的统一体，当盆地发生演化或构造变化时，其边缘的构造带，或者非边缘造山带都会由于构造变化而导致盆地边缘及内部的构造重新作用和热—动力的新平衡。如喜马拉雅地区的板块俯冲、碰撞导致了塔里木盆地南缘、北缘的推覆构造，同时形成阿尔金断裂造成盆地边缘强烈的走滑和拉分。这种远距离的构造效应正是大陆岩石圈演化中具有应力传递面、转化面的构造应力系统的重要作用。而且，从整个大陆演化来说，它们是同一构造—热力学系统中的两个侧面。
造山带与盆地的耦合 造山带与盆地的形成和演化之间的特别是其深层岩石圈圈层间存在着耦合关系。所谓的耦合关系是指“两种介质相互作用或相关联；一对大小一致方向相反或平行的力作用于同一物体”。作为在时—空演化和构造动力学系统中有关联的构造体，造山带与盆地的关系涉及诸多方面。造山作用是一个演绎过程，盆地的形成也同样是一个演绎过程，但二者具有相反的作用轨迹。在动力学方面，在一定时期表现为同一构造动力学体系，但显然二者不属于同一沉积作用过程。盆地沉积和演化主要表现在盆地内的构造、沉积作用上，而造山带的造山作用表现在改造、剥蚀上。
造山带的几何形态、运动学和动力学的研究是为了准确建立盆地构造演化史。而盆地构造演化史包含着控制盆地各时期沉积条件的构造环境及盆地构造形成的历史过程，它和盆地的资源评价关系密切。因为它直接关系到油气藏生、储、盖条件的形成，关系到油气资源量的宏观估量。正是造山带和盆地动力学过程综合分析才能提供盆地的演化历史，其中包括构造、沉积、热作用等。
断陷盆地的产生 地球呈圈层结构，各圈层的力学性质互不相同。 故它们在同一水平挤压力作用下将产生不同的形变，或者纵弯褶皱隆起，或者以塑性压缩为主，从而在两者之间引起扩容减压效应，出现虚脱空间。
（1）形成壳内熔融层：低压空间引起该部位围压和岩石熔点显著下降，产生部分熔融和强烈吸入作用，促使周围岩石在高温高压条件下因去气、去水、去硅、去碱等作用而排放出来的助熔物质大规模流入，加快熔融速度，形成酸性岩浆。地球物理探测资料表明，上地壳厚10～30km，底部普遍存在一个低速低阻层厚5～10km、地震波层速度为5.6～5.8km/s和电阻率为1～5Ω·m。
（2）形成壳幔混合层：上述低压空间还引起地幔物质的分异、上涌，在地壳底部形成一个壳幔混合层，使隆起地区的地壳加厚和升温。故地壳最厚部位不是在地势最高的地区，而是分布于低压空间所在的造山隆起轴部。由于地幔热流的上升，轴部壳内熔融层分布区，地热活动更为强烈。地壳也因受热变软而介质品质因数值比全球平均低一半以上（冯锐，1985）。一些学者也强调岩石圈内部上下构造层之间的虚脱空间对吸引深部物质和热流上升的重要性（傅容珊等，1983）。
（3）吸入周边地区壳幔物质：地壳中虚脱空间在吸入陆壳内部物质的同时，还引起隆起周边地区壳幔物质的流入。这种流入作用，由于周边盆地中推覆体的下压而得到加强。
地壳熔融层的形成，为上地壳刚硬层提供重力能集中释放和向下错动的有利空间。由于上覆刚硬层的重力在下伏软弱层上不仅产生顺层滑动的切向分力，还有向下错动的法向分力。因此，把地壳内部软弱层仅仅视为顺层滑动的滑脱面是远远不够的，它作为上覆刚硬层向下错动的应变空间也具有同等重要的意义。没有下伏软弱层的存在，上覆刚硬层的正断层上盘将难以下降。这些控制断陷盆地的上地壳正断层的上盘在下降过程中，把下伏的地壳熔融层物质压向侧旁，促使侧旁部位抬升，从而造成隆起与盆地相毗邻。正断层上盘的下降必然迫使下伏软弱层物质的流动。下伏软弱层物质的汇集部位，也一定引起上覆刚硬层上拱。因此，断隆是上地壳重力作用导致的深部塑性物质流动的产物，而不是地壳拉薄、熔融体上拱所致。
这种断陷盆地产生于中地壳低速低阻层分布区。断隆与断陷伴随的现象，是中国东部中新生代断陷盆地的共同规律。由于下伏软弱层是上覆刚硬层重力能集中释放和向下错动的有利空间，故地震多发生于这些盆地中，震源集中于上地壳底部至中地壳低速低阻层、埋深20～40km的范围内，呈层状分布。
如上所述，地壳隆起、增厚及其断裂系统的演化模式应当是：板块的推挤作用，使褶皱硬化了的上地壳整体大幅度纵弯隆起，从而隆起轴部和其边缘分别产生纵向张性正断层和虚脱空间→虚脱空间部位围压和岩石熔点显著下降，并产生强烈吸入作用使地壳中部和底部分别形成熔融层和壳幔混合层，导致地壳大大加厚→上地壳在构造挤压力和自重力共同作用下，以中地壳熔融层位应变空间，产生一系列压剪性正断层及其断陷盆地。
大理岩是一种典型的变质岩石，因具有明显的脆性-延性转化特征，在岩石力学中得到广泛的研究，其强度、变形特征随产地和内部矿物结构而不同。从河南省南阳市南召县某采石场购得多种大理岩块，白色，主要矿物成分为方解石、白云石和菱镁矿。一是细晶变晶结构，晶粒在0.5～1mm，断面似砂糖状，微风化；另一是粉晶变晶结构，晶粒在0.2～0.5mm，一般在0.3mm左右，风化严重。在实验室加工成直径为50mm、长度为100mm左右的试样，在测试试样超声波速度后，进行单轴和常规三轴压缩试验，研究试样的杨氏模量、强度和破坏特征与岩石矿物晶粒之间的关系。
7.4.1 单轴压缩试验
对两种大理岩各进行了重复4次的单轴压缩试验，应力-应变全程曲线如图7-15所示，平均模量Eav、变形模量E50、强度σ0等参数如表7-1所示。在压缩试验之前测量了试样的纵波速度υP、横波速度υS，得到动态模量Ed。
从图7-15可以看出，粉晶大理岩具有明显的脆性破坏特征，而细晶大理岩则不很显著。这是因为，晶粒尺度增大，相互之间的粘接面积增大，克服其粘聚力需要的变形也增大，不易产生脆性破坏；另一方面，晶粒较大时，各处的强度差异也会较大，屈服破坏在岩样内是逐步发生的，应力-应变曲线峰值附近显示出逐步变化的过程，也不易产生脆性破坏。此外，尽管试样之间没有肉眼可见的不同，但强度和变形特征仍具有一定的离散性，大致为平均值的10%。
粉晶大理岩在达到应力峰值之后，由于晶粒之间的粘结面积较小而迅速破坏，不需要试验机继续提供能量。但试样加载模量远低于卸载模量，意味着试样并没有储存大量的弹性应变能量，试验机压缩试样所做的功主要消耗于内部塑性变形，因而试样仍能保持完整的形状，并不会产生崩溃式破坏。
图7-15 两种晶粒大理岩的单轴压缩全程曲线
表7-1 岩样单轴压缩的力学参数和超声波参数
粉晶大理岩比细晶大理岩的单轴压缩强度稍低，相差近20%，但杨氏模量要低许多。显然，在晶粒之间粘聚力大致相当时，晶粒尺度越小，岩石内部的界面也越多，因而压缩过程中的滑移量也就增大，使得杨氏模量降低。另一方面，粉晶大理岩的强度与杨氏模量具有相关性，这对软弱岩石普遍成立［19］，但其强度离散性较小而杨氏模量离散性较大。强度较大意味着风化程度较弱，因而晶粒之间的滑移量较小。由于晶粒尺度较小，滑移界面较多，因而强度稍有变化就会显著影响变形。
细晶粒的大理岩只是微风化，试样的强度主要受内部局部缺陷影响，而局部缺陷对杨氏模量的影响却较小。因此其强度离散性较大而杨氏模量离散性较小。试样屈服之后变形及破裂位置（下述）的不同，也充分表明内部强度分布的差异性。
粉晶大理岩内部具有裂隙，裂隙的闭合使得变形模量E50较低，超声波当然会受到裂隙的影响，但可以通过相互粘结的晶粒曲折传播，因此动态模量Ed大于变形模量E50而小于平均模量Eav。超声波传播时岩石的变形较小，不会引起晶粒界面之间的滑移，因而对没有明显裂隙的细晶大理岩来说，动态模量可以大于平均模量和变形模量。
7.4.2 常规三轴压缩试验
图7-16是两组试样不同围压下常规三轴压缩的全程曲线。在围压为5～10MPa时，两种大理岩都产生了脆性向延性的转化。单轴压缩强度较低的粉晶大理岩由脆性向延性转化的围压较低。文献［5］中报道的粗晶大理岩脆性向延性转化的围压仅在3MPa左右（图7-6）。值得注意的是，细晶大理岩的杨氏模量与围压没有关系，而粉晶大理岩的杨氏模量随围压增大。由于试样之间具有差异，图7-16 b不同围压下试样杨氏模量的差异也并不完全是围压引起的，但围压对杨氏模量的影响确实存在。在试验的最大围压40MPa内，粉晶大理岩平均模量的最大值仍小于细晶大理岩所有试样的最小值。粉晶大理岩晶粒之间具有大量的滑移界面，围压能够抑制其滑移从而减小变形，增大杨氏模量。
图7-16 两种晶粒大理岩的常规三轴压缩全程曲线
图中曲线旁数字是试样编号和围压
7.4.3 强度准则和试样破坏形式
岩样的极限承载能力与围压的关系如图7-17所示。尽管两种岩石的结构具有很大的区别，杨氏模量和单轴压缩强度也不同，但围压超过10MPa即试样进入塑性变形阶段后，相同围压下两种岩石的三轴强度差异甚小，进行联合回归的强度准则是
σs=54.65+2.84σ3
10MPa≤σ3
据此计算得到的内摩擦系数μ=0.546，内摩擦角φ=arctanμ=28.63°，破坏断面倾角是59.3°。粉晶大理岩试样的单轴压缩强度明显低于三轴强度回归得到的54.65MPa。
图7-17 细晶和粉晶大理岩的强度与围压的关系
图7-18是粉晶大理岩试样破坏断面的示意图。单轴压缩的1号和3号试样的破裂面由3个平面组成（图中仅给出1个），单轴压缩的2号和4号试样和围压为2.5MPa和5MPa的试样都是单一断面的剪切破坏。而围压10MPa以上时，试样均未产生宏观的断裂，只是产生大量的滑移迹线，在周向具有对称性，倾角大致相同，约为57.3°。压缩变形较大的试样产生较大的塑性变形，明显呈鼓状。
图7-18 粉晶试样破坏断面的示意图
试样内数字是相应部位的尺寸，单位：mm；64.4°等为主控破裂面的倾角
为了更明确地认识高围压下试样的破坏特征，在围压30MPa 下对一个粉晶大理岩试样压缩至轴向应变43‰时完全破裂，该变形已经达到试验机压缩量的极限数值。试样并不是在单一方向的剪切滑移，试样最终形成X状或Y状的破裂（图7-19）。破裂面之间的平均夹角54.7°，该值低于 Coulomb 准则预测的61.4°。但破裂锥上方的倾角，即试样的主控破坏角较大，与Coulomb准则预测的破坏角59.3°相当。显然，高正应力下的摩擦作用，破裂面附近的大理岩晶粒成泥状而脱落，造成破裂面夹角比实际的屈服滑移面夹角略小。
图7-19 粉晶大理岩试样的破裂形式和应力-应变曲线
图7-20是细晶大理岩试样破坏断面的示意图。单轴压缩的试样1沿多个断面破裂（其强度最高），其余3个单轴压缩试样都是以单一断面剪切破坏的（图中仅给出1个）。另外，两个长度124mm的试样，其破坏角度也与此大致相当。围压下轴向压缩时，试样都是沿单一断面的剪切破坏，不过破坏位置随试样而变化。在围压30MPa以上时，试样未产生宏观的断裂，只是产生大量的滑移迹线，倾角大致相同，约为58.6°。滑移迹线具有沿周向分布的特征，尽管并非完全对称。
从图7-18和图7-20可以看出，围压增大试样的破裂角呈现减小的趋势。在围压10MPa以上时，破坏断面或滑移迹线的倾角接近Coulomb准则确定的数值，这也表明对宏观均匀的大理岩可以利用Coulomb准则来描述其承载特性。
图7-20 细粒大理岩试样破坏断面的示意图
试样内数字是相应部位的尺寸，单位：mm；69.4°等为主控破裂面的倾角
7.4.4 岩石强度、 变形和破坏特性的讨论
岩石试样压缩过程的变形量由3个部分构成：①晶粒之间的裂隙闭合；②岩石材料的压缩变形；③晶粒界面之间滑移。
晶粒之间的裂隙闭合体现为岩石初始压缩时的非线性变形，只影响岩石的变形模量，对平均模量没有作用。在围压下压缩时裂隙通常在静水压力加载时就已经闭合，在轴向压缩过程没有显示。
岩石材料的压缩变形，在卸载时可以瞬时恢复。这是真正的弹性变形。例如，大理岩试样的纵波速度可以达到7000m/s以上［20］，而对大理岩矿岩墙测量的纵波速度也可以达到6900m/s［21］，相应的（动态）弹性模量在10GPa以上。这意味着，单纯由晶粒材料压缩引起的变形是很小的。而岩样实际压缩试验时，只有卸载模量才能达到如此高的数值，而加载模量则包含了其他的变形，因而也要低得多。
晶粒界面间滑移引起的变形。该变形量与摩擦有关，因而受到应力状态的影响。在卸载时该变形量通常不能迅速恢复，引起卸载模量与加载模量的差异。这也表明，岩石的线性变形并不一定是弹性变形［22］。对风化的粉晶大理岩，围压增大可以抑制晶粒之间的滑移，从而减小变形提高杨氏模量。
摩擦强度是岩石的一个重要力学参数，地壳断层处的应力状态和地震机理，滑坡体的稳定性以及含有节理断层岩体的力学行为都与此有关［12，13，23，24］，需要进行仔细的研究。下面通过不同应力状态的试样承载特性来认识摩擦的作用。
图7-21是两个粉晶大理岩试样的三轴压缩应力-应变曲线。1个试样在围压40MPa下压缩到轴向应变24‰，然后轴向卸载，再加载仍能达到原来的承载应力。另一试样首先在围压30MPa 下压缩到轴向应变18‰，停止试验完全卸载；再重新施加围压至30MPa，进行轴向压缩至塑性变形阶段，增加围压至40MPa继续进行轴向加载。该岩样的极限承载能力与加载历史完全没有关系，由围压确定。但变形与加载历史有关，试样经过一次压缩之后，晶粒界面的摩擦滑移保存残余变形，因而再加载时可以有更高的杨氏模量和更好的线性变形。这对围压40MPa的循环加载过程也是如此。文献［22］已对此进行了仔细说明。
图7-19中试样在围压30MPa下压缩至轴向应变43‰时完全破裂，但破裂之前轴向应力并没有明显的降低。显然，试样在塑性变形阶段的承载能力由围压确定，即通过摩擦来继续承载轴向应力，其承载能力并不随轴向压缩变形的增大而降低。
图7-21 塑性变形阶段的承载能力与加载路径
图中曲线旁数字是试样编号和围压
图7-22 单轴压缩裂隙试样围压下承载变形特性与完好试样的比较
为了进一步说明摩擦的作用，对一个细晶大理岩试样进行单轴压缩（图7-22曲线A），在产生贯通的剪切裂纹但没有破裂时卸载，再进行围压40MPa的轴向压缩（曲线B）。试样单轴压缩产生的剪切裂纹倾角较大，在围压作用下闭合其摩擦承载能力大于试样的三轴强度，因而在轴向压缩过程中没有发生滑移，与完整试样相同围压下的变形特征（曲线C）完全相同，即单轴压缩产生的裂隙完全不影响试样的强度和变形。岩石失去粘聚力之后完全可以通过摩擦承载。
图7-16所示的粉晶和细晶两种大理岩尽管单轴压缩时的性能差别显著，但完全屈服之后的摩擦系数都是0.546。这是一个材料参数。与Byerlee定律中高正应力的数值相近。不过从微观上看，摩擦只有在接触面之间发生了相对错动之后才会出现，摩擦系数应该随着塑性滑移而逐渐增大，与此同时材料的粘聚力逐步丧失。摩擦力由摩擦系数和正应力共同确定，而围压较大时正应力也较大；局部材料的滑移造成粘聚力降低，但由此引起的摩擦系数增加会产生摩擦力的较大增加，即材料屈服破坏能够引起承载能力的增加。在这种情形下强度较高的材料也会屈服，通过塑性滑移产生的摩擦来承载比自身材料强度更高的载荷，岩石变形趋于均匀，产生的塑性变形也就较大，即由脆性转化为延性。
7.4.5 岩石试样的破坏角
本文使用的两种大理岩具有宏观的均匀一致性，由Coulomb准则确定的承载能力最小的断面倾角是59.3°，而试样在较高围压下实际破裂面或屈服滑移面的倾角在58°左右，差别不大。另一方面，在围压较低时，破裂角是随围压增大而减小的。这可以理解为，大理岩具有晶粒的特征，在低围压下剪切破坏时，轴向应力也较低，晶粒能保持其原有形状，相互之间发生相对滑移，从而引起的摩擦力较大。较大的摩擦系数，对应于较大的破坏角。在高围压时，岩石破坏时的应力状态较高，晶粒会变形或破裂，产生新的滑移面，摩擦系数较小，破坏角也就较小。当然，如果试样具有明显的非均质性，那么在围压较低时摩擦作用就较小，其强度和破坏形式比较复杂，破裂角与Coulomb准则预测的数值不会完全一致［25］。而在围压较高、摩擦作用较大时，岩石内部的缺陷等对变形和强度的影响较小，强度和杨氏模量离散性较小就是其宏观表现。就此而言，利用低强度的材料模拟高应力下岩石的变形特性［26］，确实是可行的途径之一。
