翻译：粘土涂抹的连续性与正断层破裂带的几何形态

1、装订线毕业设计（论文）报告纸粘土涂抹的连续性与正断层破裂带的几何形态文章信息:收录于2012年11月9号，在2013年9月20号收录修订版，2013年10月8号可在网上在线阅读.摘要富含粘土的断层泥对断层砂粘土层序的连续性有很大的影响，但断层泥在三维上的连续性和成分并不清楚。我们报道了对开挖出变形后剪切黏土层在饱水砂箱实验粘土涂抹在三维上连续性观察的结果.本实验是在二维实验的基础上继续研究断层泥的演变.我们使用著名的模型材料（“Benchmark”砂和非胶结的高岭石砂混合物），进一步用规范岩土试验和三轴压缩试验在有效压力下做砂箱实验则更具有特征性。结果表明，沙子的非线性破坏与现有的模型是一致的

2、。由粘土的无侧限抗压试验测出粘聚力为50kpa。断层泥明显表现出成分和厚度变化且在抛厚比达到7以上表现出不连续性，与之前的二维观测相对比。除了嵌入构造，细泥、连续的部分断层泥是从最初砂和粘土的纯粘土的机械混合而来。我们也讨论了在有效压力下砂-粘土层序的断层断裂带和变形带的结果实用性，认为断裂带更高程度的内部分割降低了结构面形成的概率。关键词:砂箱,粘土涂抹,断层泥,剪切诱发的混合,变形带结构,断层泥的演变1.简介富含粘土正断层区在沙-粘土的层序传输特性具有巨大的现实意义且在地下和数值模拟模型已进行了露头研究，但由于大量的非线性过程和不良约束的沉积体系结构的反馈系统与和岩石性质很难做出预测,&#

3、160;由于断层泥的连续渗透率很低与砂相比大量的粘土掺入到连续断裂带砂-粘土或砂泥岩，是控制此种断层流体传递率的主要因素之一。在应用研究中，通常用经验来预测地下断层泥的量，例如断层泥比率（SGR），有效的断层泥比率（ESGR），粘土涂抹势（CSP），和泥岩涂抹系数（SSF）。这些模型的核心假设是断层泥包括返修相当于围岩的变形区间。当地的水文环境和断层泥组成的变化往往需要地下压力和构造数据校准。更深入的了解粘土涂抹过程和富含粘土的断层泥的内部结构会对这些预测的提供依据 (Holland et al., 2006 and Van der Zee and Ur

4、ai, 2005)。与多相分层序列形成鲜明的对比，断层从凝聚和传播领域发展 (Peacock and Sanderson, 1992 and Childs et al., 1996) 并提出了影响断层泥结构。其他的研究提出了一个“泥注入”过程，导致粘土富集的过错程度大于预期的剪切和返工。这项工作也表明，断层泥厚度与基底断裂位移由于沙和粘土混合增加。粘土涂抹演变上的材料性质有很强的依赖性，表现在一般情况下，形成一个连续的粘土涂抹的粘土，主要是因为这两种过程抑制拉伸压裂和碎片的粘土的有效应力和强度降低(Schöpfer et al., 2

5、007, Abe et al., 2011 and Van der Zee et al., 2003)。本研究随访Schmatz et al.2010A和Schmatz et al.，2010B，用饱和的沙盒创建断层模型在砂和粘土分层上。Schmatz等人。（2010A）所指出的，是基于二维观测，造成剪切带粘土连续涂抹，正常固结粘土，然而更强，胶结或超固结粘土的变形，脆性断裂方式，可能被跟随改造后重塑的粘土碎片软化成断层泥(Holland et al., 2006)。本研究的目的是利用一种新的技术来挖掘变形的粘土层，以扩大这种三维分析。我们报告

6、四个实验，都是由水，粘土和沙子的混合物组成的粘土层。砂的加入量对混合料的流变性影响较小，但在剪切诱导的砂和粘土的混合作用下，影响却不同。2.方法2.1水下砂箱实验是使用Schmatz（2010A）等人的装置描述饱和和变形的。 所有实验进行随着施米茨等的顶板的边界条件。（2010A），其中对模型相互接触在一个点上共面带地下室的断块顶部的两个硬铝板。如Schmatz et al. (2010a)所述，这一边界条件可以减少剪切带的分割和宽度。层状模型的尺寸分别为40、 20厘米（宽为深）中间层是粘土，砂的两层之间固结之前厚7毫米，（图1）。下面的粘土层，1厘米的沙子是蓝色的（不改变其物理特性）。涂抹

7、玻璃以减少砂、粘土和相邻玻璃之间的摩擦。在准备模型后，我们等待了2小时，使粘土层巩固，使实验装置分布均匀静水孔隙压力。夹层板一每分钟0.6mm速度移动5cm使刚性基板移动70度。通过粘土层的厚度和偏移量之间的比值给出断层泥比率(Yielding, 2012)，所有实验的最终增长率约21%。图1 沙箱实验示意图（参见Schmatz et al.，2010A）文件中提出的所有型号的几何形状。2.2模型材料这一项目的最终目的是利用DEM (ESyS-Particle) and FEM (ELFEN) 方法准确模拟沙箱实验结果（参见Mair and Abe, 2008, Abe et al.2011

8、and Nollet et al., 2012)。对于数值模拟，我们需要精确的测量的材料的应力条件。继BENCHMARK项目的初衷，通过独立测量材料的性能数值模拟BENCHMARK（Schreurs et al.2006），在实验中我们使用了“benchmark”型砂。为了提出了一个类似饱和粘土的BENCHMARK，我们使用了可重复利用的合成粘土混合物。2.2.1沙我们使用了特别的沙子从Carlo Bernasconi AG（石英砂0.080.2毫米），瑞也用于BENCHMARK项目（表1）表1 用于试验中的细晶沙材料特性概述（石英砂0.080.2毫米 Carlo Bernasconi AG,

9、 Switzerland)用于模型砂的力学性能目前尚不明确，在有效用力的模型中测量所有参数的本构关系是一个尚未解决的难题。在非常小的应力，颗粒材料的破坏包络线是非线性的。现有的测量在小应力情况下只提供了一些所需的预测材料的行为的本构方程完整的参数。在小应力表征材料性能的一个有吸引力的方式将采用标准化的工程方（din18137-1），但他们只推荐10 kPa和10 MPa之间，而最大垂直有效应力在我们的沙箱实验是只有约1.1 kPa。因此，使用标准的岩土方法是不能直接测量材料性能的。近日，Krabbenhoft等。（2012）通过三轴试验测于在低于20千帕的压力下已经提出干沙破坏包络线是非线性的

10、。Maksimovic（1989）已经表明在有效应力的低于10千帕非胶结的饱和砂土的破坏包络线变为非线性。这一信息是从岩土（三轴）的实验数据外推出的。为了测试这种外推，我们开发了一种新型的微型三轴压力室（图2）在非常小的有效应力条件下来衡量我们的模型材料的力学性能。图 DIN实验亚琛工业大学岩土工程谢尔做三轴固结排水压缩实验（CD）din18137-2测得的有效围压分别为200、100和70 kPa。此外，我们做了五个试验有效围压，分别为40，30，20，10和5 kPa。这装置的应力是非常小的，因此，摩擦和拉伸的橡胶外套产生的比较大的错误。在这些实验中，不确定围压为+5 /-

11、0.5千帕，轴向应力为+ 25/ -2帕（图3A）。表3 沙箱实验使用的材料的概述、各粘土混合物组成单轴抗压强度（UCS）和断层泥的泥孔数。 小应力的三轴压力室我们开发了一个小型三轴仪（图2所示）测量围压强度0.3 >3> 4.5 kPa。在本文中，我们简要的阐述了试验的基本要素。和实验装置的过程进行充分和结果讨论将在后续文章阐述。与常规的三轴压力室相比，其在夹套周围流体产生围应力，我们的三轴压力室流体是在标准大气压下，并且通过降低样品中的孔隙压力产生有效围压。圆柱形的样品（r = 1 cm，H4cm）是由0.2毫米厚的橡胶膜密封而成。实验中流体系统连接到一个大型容器

12、通过测量流体容器的重量变化，来测量样品的体积变化。当前横截面积除以轴向力来计算应力-应变曲线。由于橡胶护套变形使1和3增加，采用巴克斯特和filz法估计（Baxter，2000）。1和3的计算误差分别为501kPa和100kPa。这些实验的应力应变曲线示于图3B。砂的破坏应力莫尔圆峰值（如图4A所示）。图42.2.2 粘土我们根据粘土层的不同成分做了四个实验。其中一个实验是用水和纯高岭石粘土（变形初始：孔隙度= 43%，含水量=50%），其他实验沙的含量递增，结果表明，该混合物中砂颗粒的体积分数分别为17、29和37%（见表3）。这四个混合物仍粘土的特性。加砂量对混合料的流变性能只有很小的影响

13、，但对引起砂土和粘土剪切影响很大（参见Schmatz et al.，2010A）。在本文中，我们使用术语“粘土层”意味着不同的混合物，并且只能是纯粘土，在（表2）我们会相应地指示出。具有DIN18122-1特增的纯粘土，可以来衡量阿太堡限度，峰值摩擦角，表观凝聚力，和剪切强度。进行了测试固结仪将所有这四种粘土砂混合物来衡量消散超孔隙水压力所需要的时间。压缩实验（）侧限水，和（）“夹套”用硅油（不含橡胶护套或如上所述孔隙压力系统）。在水的实验中，我们使用了0.01毫米/秒的轴向速度，这相当于一个5×104s-1的应变率，类似沙箱实验。用硅油覆盖不排水试验在应变率为1.6×10

14、6-5×105之间进行，避免增加孔隙水压力。除了测量的轴向力，我们使用了一个摄像头来监测样品的变形。计算轴向应力是使用样本的当前截面积的轴向力。1误差约为+/-10pa。 图52.3 延时成像和PIV为了研究在沙盘实验位移场，沙箱一侧均用10.0万像素的数码单反相机(Nikon D80)每30秒拍摄一张照片，并合成时间位移动画。图像也被用于数字图像相关的技术PIV（粒子成像测速）来计算二维位移场 （Schmatz et al., 2010a and Schmatz et al., 2010b）。时间位移动画（直接观察和PIV）所有实验

15、都可以在www.ged.rwth-aachen.de找到。2.4 开挖变形的黏土层研究变形粘土层的三维结构，挖掘过程是为了除去挂壁，下盘，和断裂带粘土层上面的砂。该方法是基于缺乏干燥，纯净的砂，这可以通过热风枪（630出口温度，50-500升/分钟）来干燥，而松动的沙子的空气可以真空抽吸装置除去。首先，实验是在变形结束后数小时开始，这时由于毛细管力使砂变不饱和而更有凝聚力。在排水过程中，随着水饱和度的降低，在玻璃窗板上的颜色变的更淡。然后，使用一个小铲，小心地除去变形的砂层，留下至少1厘米以上的粘土（图5）。剩余的砂使用热风枪除去直到达到粘土表面为止。目前这个实验过程需要大约8到10小时。“孔

16、”在粘土涂抹区域中是剪粘土层太弱承受不住热风而成。一旦遇到孔，挖掘立即停止，以防止侵蚀下盘洞室。挖掘黏土层以上的沙的过程是可重复的。由于不同的人在不同的时间停止挖掘，所以孔的大小就不那么精确了。开挖后，挖出粘土层用数码单反相机(Nikon D80)拍摄留存。从不同的方向和不同位置拍摄照片，以突出的变形结构。没有阴影的照片是从变形的粘土表面到平均取向泥材料分布在90°因为照片剪切带方向的平均是不可能的由于沙箱的建设。这些照片被处理，以突出结构和成分的差异。因为我们从下面开挖上盘的剪切粘土在所有四个实验发现蓝色粘土沙粒，我们试图通过图像分析量化的蓝色的沙。然后，出的粘土表面上不同材料的泥

17、（见下文），并计算不同成分的断层泥的面积分数。3.结果3.1模型材料的力学性能3.1.1 沙改实验在低压力下、应力应变曲线在图3b所示，如预期，随着围压的增长应力快速增加，突出其小弹性形变的性能。在小有效应力下几乎没有软化。对于最小有效应力，在样品的底部变形，如预期一样。在高压下，几乎所有的样品在局部发生5%的应变，而在低围压（低于2 kPa）则是不太常见的（参见图3b）。此外，所有样品生在6%应变会产生5%的体积压缩。对于DIN试验，用传统的最小二乘法结合莫尔圆相切产生一个P = 40°摩擦角和粘聚力c = 8.1 kPa（图4b、c）。虽然在高有效压力下数据近似线性包络线，但数据

18、表明，在低有效围压的包络线是非线性的，忽略零有效围压的粘聚力。我们把DIN试验高于5 kPa的数据，与非线性包络线拟合。则剪应力为  是N的函数则这里的N的有效正应力，  是当地的摩擦角，B 是标准摩擦角， 是标准摩擦角度与破坏摩察角的差值，pn是正应力摩察角的平均值。有关该过程的完整描述，请参阅Maksimovic（1989年）。试验的非线性破坏线和莫尔圆参见图4A。3.1.2 粘土粘土样品在水中的特性与沙不同。首先，在变形开始前，他们“站起来”，并没在重量下流动（样本在底部的垂直应力= 275pa）。如图粘性材料的UCS测试轴向缩

19、短导致脆性变形（图2D）：膨胀和混合型压裂是主要的变形模式。粘土的混合物的无侧限抗压强度为310和350pa之间（+20 Pa）（表3）。测试样品在硅油或空气中没有表现出局部剪切变形的行为。他们有较高的抗压强度与变形的湿样品相比。根据固结试验测量和假设的二次固结时间关系，一个7毫米厚的粘土层的固结需要5分钟左右。图6 不同粘土层混合物在1 kPa垂直应力下下沉1cm。随着含沙量逐渐减少在给定垂直应力下下沉最大为3cm。在表3中给出了所用的不同粘土类相应的实验。图7图8图9图103.2 在二维沙箱试验中得出初步结果3.2.1时间位移动画和PIV所有实验结构的演化和位移场的二维观察结果与Schma

20、tz et al. (2010a)等人的结果一致，使用顶部板边界条件。我们的实验可以分为三个阶段的结构演变：I：前体变形带的形成（厚度小于1毫米）。II：通过调整和迁移此本地化为运动学有利的方向和位置，如重新分区共面与基底断裂，有时伴随断层破裂片的生成。III：剪切带在下盘方向轻微迁移与基底断裂区域接近共面， (cf. Adam et al., 2005a and Adam et al., 2005b)。如图所示的PIV，一个或多个陡峭的前兆形变带的形成（图7，图8，图9和图10）。基底断层滑移距离小于0.5mm，从基底断裂带出现，在

21、对立的方向，有轻微的逆时针弯曲向上的趋势。首先是前体的形成，其次是新的变形带，而前体保持3毫米的总位移。实验S20和S40表明不断变化的变形带少杂岩带发育不重要断层晶状体（图7，图8，图9和图10）。 3.3 剪切黏土层的三维观察 3.3.1 剪切带构造出土的剪切粘土层揭示出类似于一定尺度范围内的断裂带断层结构。 (Childs et al., 1996, Van der Zee and Urai, 2005, Van Gent et al., 2010a, Van Gent et al., 2010b, Wals

22、h et al., 1999 and Walsh et al., 2003)。在基坑开挖过程中，去除粘土挂壁面上的变形带。在实验中继电器被认为是类似于侧面视图中对应的“镜头”（图7、图8、图10、图9和图11）。继电器的大小走向上为1-5厘米，倾斜方向为0.5-3厘米和在平面为0.2-1厘米。（图14、图15、图16和图17）。图113.3.2 粘土涂抹的成分和连续性2D和3D视图侧视图观察在粘土砂泥的连续性之间的另一个显著差异。在这四个实验中，用沿断层厚度的变化表示出模型的侧视图连续的断层泥构造。在断层泥的表面上的三维视图粘土区域有小于1.0 vol.

23、%的小孔。在开挖面区分三种不同类型的断层泥：类型I是通过粘土涂抹从小孔进入下盘；类型II和类型III代表了不同类型的剪切，连续，粘土砂混合物（如图12所示）。该类型的进一步的特点：I：从断层泥的下盘蓝色沙的小孔可见到白沙，从断层泥的下盘小孔可见到蓝色沙；II：在上盘的剪切粘土表面可见到粘土和白沙混合物；III：在上盘的剪切粘土表面可见到粘土和蓝色沙混合物图12图18A展示了四个实验中观察到的类型III泥和类型I的孔面积率分数曲线图。我们发现了一些有趣的现象关于岩性的空间分布与结构映射，总结如下：1、类型I是罕见的，并且只在粘土泥孔的边缘找到。其中，它暴露剪切粘土的孔的下方剪切蓝色砂的连续层。2

24、、在剪切粘土中的剪切带的部分剪切带，在浸渍部分是确实的或较不发育的（图18B）。3、类型主要分布在倾角部分，除了直接相邻的玻璃窗只有轻微的分割。4、类型的粘土表面的剪切速率粘土随着初始含砂率增加而减小(s00  s60, 图18A所示)。5、在三个实验中，剪切后的粘土层类型I型泥约占1.52%，而在实验s40占10%左右。4.讨论4.1模型材料的力学性能4.1.1小应力三轴仪 小应力0.44 kPa的三轴试验数据（图2，图3和图4）表明，实验装置可重复使用的结果与推断一致，高应力三轴试验得出非线性破坏包络线的Maksimovic模型（1989）。这些结果也与其他人

25、在小应力实验下观测的非线性破坏现象是一致的(例如Panien et al. (2006) 和Krabbenhoft et al. (2012)。因此，我们得出这样的结论：图4所示的屈服包络图对我们的实验中的沙子提供了一个准确的描述。两个莫尔圆（围压分别 5 和 10 kpa）显示的屈服包络线是非常重要的。然而，他们展现了在低于该装置的操作范围通常围压力下完成了在两个实验。牢记在装置的应力范围之外操作错误会大大增加，这种差异在解释两个莫图13：示意图说明剪切粘土层的位置和方向对应玻璃面板（灰色）和模型的内部（虚线）尔圆拟合非线

26、性屈服包络中是微不足道的。4.1.2 砂和粘土的强度对比图19A显示在我们的沙箱实验模型的材料的力学性能。对于砂，红色线表示最近似DIN 数据（图4）。评价粘性土的强度，意味着我们结合UCS用20°摩察角测量沙-水-粘土混合物（表3）。超固结高岭土典型值）给出了一个C116 Pa的粘土混合物平均凝聚力（图19A蓝线）。4.1.3剪切带在我们的实验中，包括包括三大主要断层泥类型：1）纯砂端构件、2） 粘土端构件、3）砂和粘土颗粒在粘土基质中分散的混合物。根据这些岩石类型的分布，我们期望，剪切带能以施加应力的方式演变。因为沙子在沙箱剪切中扩张，（排水后一浅颜色显示）。（图3）显示小应力三

27、轴实验的- 应变曲线。在变形过程中我们阐述了整个剪切带的剪切强度轻微下降的原因。随着继续变形，应变主要发生在粘土中的剪切变形带内（图11）。诱导这种剪切混合（Schmatz et al.，2010A），因此剪切粘土强度随着变形逐渐增加。 (van der Zee, 2002; Crawford et al., 2008)。我们假设剪切诱导混合导致砂粘土抗剪强度的变稳定因为一旦断层泥变得强度变大，其他地方会持续变形一造成剪切失稳。4.2边界效应对二维运动学的影响 这一研究的动机是质疑由Schmatz（2010A）等人的实验研究结果是不完整的。观察天然断层沿走向的变化

28、比刚性基底断裂平面应变边界条件复杂的多。这里所描述的挖掘过程比开始定义的复杂的多。因此虽然通过砂箱模型的玻璃窗边观察到断裂带演变的细节，由这些观察结果产生的推论有一定的局限性，因此我们需要开始定义。如果我们可以把轮廓和平面图放到一个合适的视图内，并结合其他实验方法（例如，环剪切实验），它将帮助我们更深入地了解断层的演化过程。在我们的实验中，这一问题关键是观察在模型中的下盘粘土层和包围的玻璃窗之间的差异（图14A17A）。在基底断层给定一个基准平面，观察截止线到参考平面水平的距离总是比在模型中间小。基于Schmatz et al. (2010a) 等人记录详细的断层演变，以及

29、通过Nollet（2012）等人随后的研究，下盘的几何断裂完全由初始断层演变决定。我们的实验着重在于研究Nollet等的前体领域（2012）。在变形开始后不久前体剪切带就会向反向发展。随着不断的变形，区域向基底断层平面移动和旋转。 Van der Zee and Urai (2005, 图 10)等人用粘土涂抹表示构造变动的类似过程。在沙箱中，变形带的旋转和偏移增强了剪切层砂和粘土的混合物的连续性（图11）。图14图15图16图174.3 砂-粘土混合由于沙中的粘土含量的是最大的，因此粘土和砂的混合能力是最强的。混合可以遍布整个剪切粘土区，开挖面如图中所示。推断粘土最初没有

30、沙子时粘土和沙的传输速度是最快的，纯粘土的开挖面实验如图中蓝色的沙所示，）实验中的S40和S60在开挖面蓝色颗粒数量减少（图。18A，20）。我们提出：混合会随着流速曲率和应力改变会逐渐增强，例如在粘土层的顶部粘土被砂磨损。图18、19图20: 在四个实验中，类型I断层泥（孔），如图15Be18B所示，表明类型III断层泥随粘土中沙的初始量的增加周围孔的数量减少。图21 计算断层带内部构造粘土含量时用SGR算法可以防止出现错误，在断层带两个总落差相同的剪切黏土层说明单层的A断裂带和分段的B断裂带均匀的分布在两端。4.4 适用于断裂带和变形带的性质这些实验提供有用的物理解释对地壳中砂泥岩层序中断

31、层的化过程在。我们创建了一些常见的，复杂的断裂的几何形状，观察其良好使用特征以及现实的材料性能，无论是在绝对意义上还是相对意义上都极其重要。基于模型材料的摩擦性能，解释我们的实验运动与断层带性质相对应，单层进化数十米厚，比砂稍低的摩擦角，在两层之间形成更强的黏土层 (Van der Zee and Urai, 2005 and Kristensen et al., 2008)。在中心上盘和下盘临界值的剪切粘土层的部分的观察波纹，和透镜，继电器和分支线（图14，图15，图16和图17），在断层带暴露出许多相似之处总之，我们认为我们的模型对应的自然断裂带，砂

32、粘土序列变形没有Van der Zee et al. (2005) and others (cf. Holland et al. (2011) and Abe et al. (2011).等描述沙粘土序列断层带压裂胀变形。所观察到的变化，在断层走向结果与SGR的走向值不同，表明预测自然断裂带内部结构的重要性。更高程度的内部分割意味着在一个更大的岩石体积应变的分布，从而降低结构的断裂带分段部分强泥形成的概率。虽然现代三维地震数据的分辨率一般不到图像的小到中等规模的内部结构的断裂带，替代的方法：用于检测内部分割的规模在几十米和更小的，可以提高预测的粘土涂抹连

33、续性。在我们的实验中的剪切带的富粘土部分是砂和粘土的剪切混合物，这增加了断裂带的含粘土部分的体积(Schmatz et al., 2010a)。这两种过程我们的实验中的都不同的尺度的存在自然原型。断层在沙粘土层序数十米的位移往往表现出（1）层状泥作为剪切地层的函数(例如Aydin and Eyal, 2002)；（2）剪切分层的内部结构（图22）；(3) 有或无岩石碎裂颗粒级别诱导剪切(Kristensen et al., 2013)。一个有趣的方式来解释我们的实验中与自然的对应关系：自然中毫米级别的剪切过程等效试验中晶粒尺度的混合。图22：毫米级断层泥混合的例子：褐煤矿中典型的克莱

34、砂泥（参见纳瓦罗，2002）和沉积在马来西亚三角洲美里克莱砂泥。5.结论1.出土的变形粘土对断层带的几何形态和断层泥成分给出了解释在实验中，粘土涂抹成分和厚度在横向和纵向是变化的且（II和III型断层泥）且是不连续的（I型泥）。2在实验范围内的粘土层砂量的增加降低了粘土和砂的混合度，但对孔率没有显著的影响（I型泥）。3断裂带中非连续粘土泥（I型泥）优先单一粘土层形成。4.由侧视图观测不能完全推测到砂箱实验的内部，因为在我们的实验中，模型侧壁摩擦的剪切带是陡峭与玻璃板相比。5.应变在多个断层段的分布会降低的形成粘土泥不连续的的概率。参考文献1 Childs, C., Nicol, A., Wal

35、sh, J.J., Watterson, J., 1996. Growth of vertically segmented normal faults. J. Struct. Geol. 18, 1389e1397.2 Clausen, J.A., Gabrielsen, R.H., 2002. Parameters that control the development of clay smear at low stress states: an experimental study using ring-shear apparatus. J. Struct. Geol. 24, 1569

36、e1586.Crawford, B.R., Faulkner, D.R., Rutter, E.H., 2008. Strength, porosity and permeabilitydevelopment during hydrostatic and shear loading of synthetic quartz-clayfault gouge. J. Geophys. Res. 113, B03207.3 Cuisiat, F., Skurtveit, E., 2010. An experimental investigation of the developmentand perm

37、eability of clay smears along faults in uncemented sediments. J. Struct.Geol. 32, 1850e1863.Egholm, D.G., Clausen, O.R., Sandiford, M., Kristensen, M.B., Korstgard, J.A., 2008.4 The mechanics of clay smearing along faults. Geology 36, 787e790.Holland, M., Urai, J.L., van der Zee, W., Stanjek, H., Ko

38、nstanty, J., 2006. Fault gougeevolution in highly overconsolidated claystones. J. Struct. Geol. 28 (2), 323.5 Klinkmüller, M., 2011. Properties of Analogue Materials, Experimental Reproducibility and 2D/3D Deformation Quantification Techniques in Analogue Modelingof Crustal-scale Processes (PhD

39、 thesis). Institute of Geological Sciences, Uni-versity of Bern.6 Krabbenhoft, S., Clausen, J., Damkilde, L., 2012. The bearing capacity of circular footings in sand: comparison between model tests and numerical simulations based on a nonlinear Mohr failure envelope. Adv. Civil Eng. 2012.7 Kristense

40、n, M.B., Childs, C.J., Olesen, N.Ø., Korstgård, J.A., 2013. The microstructure and internal architecture of shear bands in sandeclay sequences. J. Struct. Geol.46, 129e141.8 Kristensen, M.B., Childs, C.J., Korstgård, J.A., 2008. The 3D geometry of small-scale relay zones between. Norm

41、al faults in soft sediments. J. Struct. Geol. 30, 257e272.9 Lee, J., Bruhn, R., 1996. Structural anisotropy of normal-fault surfaces. J. Struct. Geol.18, 1043e1059.10 Lehner, F.K., Pilaar, W.F., 1991. On a mechanism of clay smear-emplacement insynsedimentary normal faults (abstract). AAPG Bull. 75,

42、619.11 Lehner, F.K., Pilaar, W.F., 1997. The emplacement of clay smears in synsedimentary normal faults: inference from field observations near Frechen, Germany. In:Moeller-Pedersen, Koester, A.G. (Eds.), Hydrocarbon Seals, NPF Special Publi-cation, vol. 7. Elsevier, Amsterdam, pp. 39e50.12 Logan, J

43、.M., Rauenzahn, K.A., 1987. Frictional dependence of gouge mixtures of quartz and Montmorillonite on velocity, composition and fabric. Tectonophysics 144, 87e108.Lupini, J.F., Skinner, A.E., Vaughan, P.R., 1981. The drained residual strengths of cohesive soils. Geotechnique 31, 181e213.13 Mair, K.,

44、Abe, S., 2008. 3D numerical simulations of fault gouge evolution during shear: grain size reduction and strain localization. Earth Planet. Sci. Lett. 274, 72e81.14 Maksimovic, M., 1989. Non-linear envelope for soils. J. Geotech. Eng., Am. Soc. Civil Eng., N.Y. 115 (4), 581e586.15 Maksimovic, M., 199

45、7. A family of non-linear failure envelopes for non-cemented soils and rock discontinuities. Electric J. Geotech. Eng.16 Navarro, M., 2002. Fault Roughness and Fault Complexity (Dissertation). Universitäts- und Landesbibliothek Bonn.17 Nollet, S., Kleine Vennekate, G.J., Giese, S., Vrolijk, P.,

46、 Urai, J.L., Ziegler, M., 2012.Localization patterns in sandbox-scale numerical experiments above a normal fault in basement. J. Struct. Geol. 39, 199e209. Panien, M., Schreurs, G., Pfiffner, A., 2006. Mechanical behaviour of granular materials used in analogue modelling: insights from grain characterisation, ring-shear tests and analogue experiments. J. Struct. Geol.