南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征

黄雄南 张家声 李天斌 刘 峰 冯 军

1)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029

2)宁夏回族自治区地质调查院，银川 750021

3)中国地震局应急搜救中心，北京 100039

0 引言

受西太平洋板块、大西洋板块EW方向上的制约，印度板块持续向北推移在产生青藏高原东、西构造节的同时，形成了一个以喜马拉雅造山带为底边，以贝加尔裂谷南端为顶点，指向欧亚大陆腹地的三角形强应变域和强震频发区——中亚大三角地震构造域(简称中亚大三角)(图1)。中亚大三角包含了中国多数的历史强震，尤其是其边界，1970年以来集中发生了21个7级以上强震。其东边界南起红河断裂，北至贝加尔裂谷南端(100°～106°E;20°～52°N)，在地质构造上由一系列的走滑断层、逆冲断层和正断层系统组成，在地震活动上表现为强震频发的地震密集活动带，迄今有记载的7级以上强震62次，8级以上的大地震发生过6次，曾称为中蒙大陆中轴构造带(马宗晋等，1981)，在中国境内的部分又称为南北地震带(康来迅，1991)。

中卫-同心断裂带以南，中亚大三角东边界南段的构造和地震呈现出与印度-亚欧板块碰撞、青藏高原隆起以及向东挤出密切的关系(康来迅，1991;张家声等，2003);北段，尽管远离印度-亚欧板块碰撞的边界，依然表现出强烈的地震活动性(图1)。南北地震带如何向境外延伸，中亚大三角东边界北段强烈地震活动的地质构造机制是什么，前人虽有讨论(马宗晋等，1981;Tapponier et al.，1982;张培震等，2003;嵇少丞等，2008)，但仍未充分。本研究通过总结中国境内(南北地震带北段)和蒙古中西部及邻区的前人研究成果，特别是近年来活动断裂和地震构造研究的新进展，初步厘清了中亚大三角东边界的地质构造组成，由南向北对应着:六盘山弧形断裂带、桌子山-贺兰山断裂系、狼山-色尔腾山断裂系、达兰扎达嘎德断裂系、莫高德断裂系和库苏古尔裂谷系等断层系统(图2)。本文将介绍上述断裂系统的地质组成和地震活动性，并初步讨论这些构造可能的成因机制。

图1 中亚大三角活动断裂和强震震中分布简图(根据 Levi et al.，1995;邓起东等，2007;Parfeevets，et al.，2007;徐锡伟等，2007 编绘)Fig.1 Sketch of distribution of active faults and epicenters of strong earthquakes in the great triangular seismotectonic region of central Asia(after Levi et al.，1995;DENG Qi-dong et al.，2007;Parfeevets et al.，2007;XU Xi-wei et al.，2007).

1 南北地震带北段的活动断裂

1.1 六盘山弧形断裂带

六盘山弧形断裂带出现在青藏高原东北缘，由一系列主体为NWW—近EW走向的左行走滑断层，而东端为NNW—近SN走向的逆冲挤压构造的弧形断裂带组成，包括:海原断裂带、中卫-同心断裂带、烟筒山断裂带等(图2，3)。

图2 中亚大三角东边界北段断裂构造图(根据 Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;邓起东等，1999，2007;Calais et al.，2003;陈立春等，2003;San′kov et al.，2004;李传友，2005;柴炽章等，2006;迟振卿等，2006;Hölz et al.，2007;Parfeevets et al.，2007;徐锡伟等，2003，2007;Nissen et al.，2009;Cunningham，2010 编绘)Fig.2 Tectonic map of faults on the northern boundary of the great triangular seismotectonic region of central Asia(after Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;DENG Qi-dong et al.，1999，2007;Calais et al.，2003;CHEN Li-chun et al.，2003;San′kov et al.，2004;LI Chuan-you，2005;CHAI Chi-zhang et al.，2006;CHI Zhen-qing et al.，2006;Hölz，et al.，2007;Parfeevets，et al.，2007;XU Xi-wei et al.，2003，2007;Nissen et al.，2009;Cunningham，2010).

图3 六盘山弧形断裂带构造简图(根据邓起东等，1989;闵伟等，1992，2001;向宏发等，1998;廖玉华等，2000编绘)Fig.3 Tectonic sketch of the Liupanshan arcuate fault zones(after DENG Qi-dong et al.，1989;MIN Wei et al.，1992，2001;XIANG Hong-fa et al.，1998;LIAO Yu-hua et al.，2000).

海原断裂带西起甘肃景泰县兴泉堡，东至宁夏固原县硝口以南，总长度约240km，为大型左行走滑断层——祁连-海原断裂带的东段(国家地震局，1988;邓起东等，1989;国家地震局地质研究所等，1990;闵伟等，1991，2001a;张培震等，2003;徐锡伟等，2007)。海原断裂带大多数次级断层的全新世滑动速率在5mm/a左右(国家地震局地质研究所等，1990;李传友，2005);8 000a以来，左旋水平位移速率为6.9～9.9mm/a(邓起东等，1999);GPS数据与全新世断层滑动速率基本一致(甘卫军等，2005)。古地震研究(闵伟等，2001a;张培震等，2003)表明海原断裂带沿次级断裂破裂的地震事件最大震级为7.5级，沿全断裂的破裂地震事件震级约为8.5级，距今4，600～6，300a期间曾经发生过全段破裂;1920年海原8.5级大地震的地表破裂几乎贯穿了整个海原断裂，是最新的一次断裂带全部破裂事件。

在海原断裂带的东南端发育着马东山褶皱、六盘山东麓逆断裂带和小关山逆断裂带等走向近SN的挤压构造，早更新世中晚期以来的平行于海原活动断裂带的总缩短量为12.4～l6.7km，与海原活动断裂带左旋位移总量12～14.5km大体相当，平均水平缩短速率为7.6～11.9mm/a，是海原左行走滑断裂带的端部挤压型吸收调整区，全新世以来主压应力轴为NEE向(邓起东等，1989，1999;向宏发等，1998;谢富仁等，2000)。马东山褶皱区夹持于海原断裂带的南-西华山北麓断层与硝口-蔡祥断层之间(图3)，由3个走向10°～20°的背斜成左阶斜列组成(总体350°)，其形成过程同时遭受了挤压和左旋剪切作用。六盘山东麓逆断裂带北起硝口一带，与海原活动断裂带东南段的硝口-蔡祥断层之间以几条左阶排列的小型NW向断层过渡，总体为近SN向的活动逆冲断裂构造带，第四纪以来的平均垂直位错速率约为0.9mm/a;北端具有左旋走滑特征，平均水平位错速率为l～3mm/a(国家地震局，1988;向宏发等，1998)。六盘山东麓逆断裂带向南与NW走向的陇县-宝鸡断裂带相接，后者导致新近系强烈挤压变形，同时具有左旋走滑的特征，第四纪以来以区域间歇性隆起为特点，运动性质不清(国家地震局，1988)。

中卫-同心断裂带，西起中卫西部的小洪山，向东沿香山、天景山东北麓延伸到至同心以南，南端在固原七里营与海原断裂带相接，全长约200km(图3);晚第四纪以来活动显著，为逆-左旋走滑断裂带，其下切深度约20km(周俊喜等，1987;任利生等，1993;聂政等，1993;闵伟等，2001b;杜鹏等，2007)。断裂带最西段，全新世最大水平断错值为6m，平均2.9m，垂直断错值最大为3.4m，平均2.1m(杜鹏等，2007);中段的香山-天景山断裂带，为全带晚第四纪以来最活跃的地段，以左旋水平运动为主，第四纪最大走滑位移总量约为3.2km(国家地震局，1988);东段从双井子至同心西，走向由NW向逐渐转为NNW—近SN向，处在中卫-同心活动断裂带东部尾端压缩区，地壳缩短量＞2.3km(闵伟等，1991)。中卫-同心断裂带全新世平均走滑速率为2.29～2.86mm/a(李传友，2005)，中期以来平均滑动速率为0.41～1.62mm/a，中段最大(柴炽章等，1997);中段全新世平均错动速率为3.58mm/a(汪一鹏等，1990)。古地震的研究表明，中卫-同心断裂带破裂全断裂的最大震级≥8级(约14，000a前发生1次)，分段破裂震级≤7 1/2级(全新世以来5次事件)，1709年地震可能是走滑段向挤压段转折部位突发破裂的结果(闵伟等，1991，2001b)。

烟筒山断裂带位于中卫-同心断裂带北侧，展布于烟筒山—黑鹰湾山—窑山及清水河流域一带，北西抵卫宁北山，南延固原市以南，主体为NW—NNW向展布(向NE突出)的弧形逆冲断层系，延伸大约240km，宽20～30km(图3)。其主要断层——烟筒山-窑山东北麓断裂为全新世活动断裂，NW向展布于烟筒山东北麓—窑山东麓，往NW隐伏于卫宁盆地中，延伸＞80km，为左行逆冲断层。断层导致泥盆系、石炭系逆冲于古近系—新近系、第四系之上;在九座坟、行家窑、榆树沟和詹家大坡等地，一系列大小不等的冲沟在通过山前断层处发生左旋弯曲或错动。

1.2 桌子山－贺兰山断裂系

桌子山-贺兰山断裂系总体呈近SN走向，由NNE走向的银川地堑系、贺兰山断裂系和近SN走向的桌子山活动断裂带等组成。银川地堑盆地的西边界断层贺兰山东麓断裂为右行正断层，东边界黄河断裂向北延伸的桌子山断裂带和向南延伸的罗山东麓断裂晚第四纪以来有右行走滑的证据(邢成起等，1991;闵伟等，1992;柴炽章等，1999)，最近的地震剖面勘探表明银川盆地内的断层成负花状结构(赵成彬等，2009;方盛明等，2009)，推测桌子山-贺兰山断裂系在晚第四纪以来是一套大型的右行伸展走滑断裂系。

1.2.1 银川地堑系

银川地堑系和贺兰山断裂系从东至西表现为地堑和地垒的构造，贺兰山东麓断裂构成了银川盆地的西边界。银川盆地存在着NE、NW和近EW向3组断裂，其中NE向的4条断裂为该区的主要断裂，即贺兰山东麓断裂、芦花台-崇岗断裂、银川-姚伏断裂和黄河断裂(图4)。

贺兰山东麓断裂走向NE，倾向SE，为右行正断层，晚更新世以来中段(苏峪口一带)垂直位移最大，与贺兰山最高峰及盆地中第四纪深凹陷在对应的位置上;全新世以来最大垂向位移速率为2.1mm/a，平均垂向位移速率1.62mm/a;北段(红果子沟一带)最大垂向位移速率1.12mm/a，平均垂向位移速率0.88mm/a;在8个断点获得水平位移值为垂直位移值的2～4倍，但大量的考察点上只能测到垂直位移(国家地震局，1988)。贺兰山东麓断层是1739年银川-平罗8级地震的发震断层或主控断层(国家地震局，1988;Deng et al.，1996;白铭学等，2005;柴炽章等，2006;方盛明等，2009)。

图4 桌子山-贺兰山断裂系构造简图(据国家地震局，1988;柴炽章等，2006;闵伟等，1994;邢成起等，1991;赵卫明等，1992;廖玉华等，2000;赵成彬等，2009;方盛明等，2009等编绘)Fig.4 Tectonic sketch of the Zhuozishan-Helanshan thrust fault system(after State Seismological Bureau，1988;CHAI Chi-zhang et al.，2006;MIN Wei et al.，1994;XING Cheng-qi et al.，1991;ZHAO Wei-ming et al.，1992;LIAO Yu-hua et al.，2000;ZHAO Cheng-bin et al.，2009;FANG Sheng-ming et al.，2009).

芦花台-崇岗断裂走向NE，长约80km，是倾向东的铲形正断层，晚更新世以来不活动(柴炽章等，2006;雷启云等，2008)。

银川-姚伏断裂(银川-平罗断裂)，自黄渠桥南延至银川，从银川东部兴庆区通过，走向NNE，长约66km，为向NWW陡倾的正断层，全新世活动，且存在古地震错动遗迹(柴炽章等，2006;雷启云等，2008)。北段晚更新世末期以来滑动速率为0.14～0.05mm/a，自北向南断层活动强度呈减弱趋势(雷启云等，2008)。

黄河断裂北起石嘴山惠农区，向南经陶乐县至灵武南，总体呈NNE走向，从横城南转为近SN走向。断裂是银川地堑的东边界控制断层，断面倾向NW，银川附近垂向断错幅度最大(国家地震局，1988)。断裂南段为灵武断裂，具有张性特征，产状为向NW或W陡倾，是一条晚第四纪活动断层，晚第四纪垂直位移速率为0.23～0.25mm/a(廖玉华等，2000)。沿断裂中强地震活动频繁，近代弱震和中强地震在南段西侧密集成带，以北稀少;揭示的古地震为7～7.5级(柴炽章等，2001)。

黄河断裂向北可能与近SN走向的桌子山活动断裂带相接，后者展布于桌子山地区的千里山西麓和岗德尔山东、西两麓，长度约76km，新生代以来，为挤压-右旋走滑的性质(邢成起等，1991)。在千里沟以北，断层近直立、或者高角度向西或东陡倾，切割晚更新世砂砾石层及黄土层，并且使冲沟右行位移，最大错动22m，最新活动可能在全新世早期((9710±70)a BP)(邢成起等，1991)。在千里沟南，西支活动强度明显减弱。东支断层北段新活动较弱，南段沿岗德尔山东麓展布，活动较强，断层切过晚更新世晚期山前戈壁(邢成起等，1991)。

黄河断裂向南可能与罗山东麓断裂相接，后者呈近SN走向，断裂以西是大小罗山山脉，以东为下马关-韦州盆地，更新世之前，向北与牛首山断裂连为一体，表现为自西向东的逆冲(错动晚更新世的马兰黄土);全新世以来，由挤压逆冲转变为右旋走滑，并向北与黄河断裂连为一体(闵伟等，1992;柴炽章等，1999)。在大罗山石窑洞东侧洪积台地前缘，罗山东麓断裂的全新世活动表现为高角度东倾的正走滑断层(90°∠76°);断裂最后一次错动事件发生在(2 105±175)a，BP，近现代以来地震活动稀少(柴炽章等，1999)。罗山东麓断裂全新世水平滑动速率为4～5mm/a，垂直滑动速率为0.44mm/a(闵伟等，1994)。在罗山东麓断裂带以东的青龙山—马家滩，近SN走向的印支期-燕山期褶冲带在喜马拉雅期为逆冲兼右行走滑。

银川地堑的北端，黄渠桥与惠农之间有3条南倾的EW向隐伏正断层(国家地震局，1988)，隐伏断层的NW方向，有横贯贺兰山北部的宗别立-正谊关断裂，断裂带总体走向EW，中生代为右行走滑断层，第四纪以来左旋走滑(邢成起等，1991)。该断裂带出贺兰山后向东、西均有延伸，但第四纪新活动只发生在桌子山东南的楚伦翁古策沟以西的地段内，导致一系列冲沟水系左旋拐折;正谊关附近跨断层短基线测量结果也表明断裂带的现代活动仍以挤压-左旋走滑为主(国家地震局，1988;邢成起等，1991)。宗别立-正谊关断裂东段活动性最强，最大水平错距为1 800～2 000m，并且有距今约6，000a左右的2次古地震遗迹(邢成起等，1991)。

银川地堑中南部有NW—NWW走向的隐伏断层，最北一组在银川附近，从黄河东向NW经银川—苏峪口进入贺兰山，表现为偶有中强震发生的小震密集带，盆地内的近代弱震主要局限在该断层以南(国家地震局，1988)。在青铜峡至灵武地区，有2条隐伏的NW向活动断层:灵武北隐伏断层和吴忠北隐伏断层，前者是1988年灵武5.5级地震的发震构造，为倾向SW的正断层(赵卫明等，1992)，后者或归属于银川盆地的南界断层——NW向的三关口-牛首山东麓断裂带。该断裂带早期为逆冲断层，第四纪以来转为左行走滑。北段三关口一带，早期左斜冲的NW向断裂使古近纪地层强烈变形，而在晚期NW—NWW走向断面上发育近水平的左行走滑擦痕;南端的牛首山东北麓地区，既发育向SW倾且错断下更统砾岩层的逆冲断层，也有向NE陡倾的晚更新世活动正断层(焦德成，2012，个人交流)。

与上述断裂相一致，银川盆地有3个沉降中心，分别位于平罗西、银川北和灵武南，中部的银川北沉降中心新生界和第四系厚度分别为7 000m和1 609m(国家地震局，1988)。最近研究(杨卓欣等，2009;方盛明等，2009)表明，银川基底东西浅、中部深，且西陡东缓，最深处大致位于芦花台至西大滩一带，埋深达7km;芦花台-崇岗断裂和银川-平罗断裂分别于12～12.5km、18～19km深处交会于贺兰山东麓断裂，贺兰山东麓断裂于28～29km深处交会于黄河断裂，黄河断裂为错断莫霍面的深大断裂，银川地堑是以黄河断裂为主，其他断裂为辅组合而成的负花状构造(图4 a)。

三关口-牛首山东北麓断裂、罗山东麓断裂、云雾山断裂等在更新世之前组成弧形的三关口-牛首山-云雾山断裂带，北段延入腾格里沙漠后形迹不清，南段经云雾山，终止于泾源县东，长约360km(国家地震局，1988)。晚第四纪以来，这些断层的运动性质表明该弧形断裂带已经解体，三关口-牛首山断裂为左行走滑断层(南端为正断层)，罗山东麓断裂为右行走滑断层。云雾山以南，地貌上线性迹象不明显，仅局部观察到水系的右行扭动。推测晚第四纪之后，罗山东麓断裂和云雾山断裂可能与黄河断裂一起构成银川右旋走滑拉分地堑的主控断层。而三关口-牛首山断裂则与宗别立-正谊关断裂一样转为左行走滑断层，起着调整地堑两侧正断层运动幅度的作用。

1.2.2 贺兰山西麓断裂带

贺兰山除了在东麓发育右行正断层之外，在其西麓还发育2条近SN走向的断层，包括沿山前陡崖发育的贺兰山西麓断层和发育在贺兰山西麓晚更新世冲积扇前缘的巴彦浩特断层。前者表现正断兼左行运动，在北寺西北的下坡梁附近，断层错动上更新统的砾石层，断层面向西陡倾(产状:282°～296°∠60°～70°)，发育2 期擦痕，早期为左行正断，产状为212°∠33°，晚期为正断层擦痕，产状为305°∠66°。后者为向东陡倾的高倾角逆断层，南段转为NW走向且左行运动分量增大。北段苏木图地区，逆冲断层的上盘隆起成背斜，导致更新统砾石层被剥蚀;南段与三关口断裂相接。贺兰山西麓断裂带的左行运动和贺兰山东麓断裂的右行运动表明，贺兰山地块在晚第四纪以来表现为向北偏西运动，显示出向NW方向的掀斜抬升。

1.3 雅布赖山－巴音希博山断裂带东端的松弛构造:狼山－色尔腾山断裂系

晚第四纪以来，阿尔金左行断裂带东端表现为一套近EW走向的左行走滑断裂系，分布在巴丹吉林沙漠的西缘和南缘(陈文彬等，2006)。由于沙漠的覆盖，这些断裂向东延伸不清楚，有观点认为阿尔金左行断裂带以隐伏断裂的形式从巴丹吉林沙漠穿过(Hölz et al.，2007)，而在沙漠南缘，发育着长度超过300km的雅布赖山-巴音希博山左行走滑断裂带，也可能与阿尔金左行断裂带东端断裂系相接。该断裂带西起于雅布赖山，沿山南麓向东经巴音希博山北麓，在狼山南进入乌兰布和沙漠，总体走向70°，1959年孟根西曾发生过5.75级地震(宁夏回族自治区地质局，1980)。断裂带西段，主断层沿雅布赖山南麓发育，向SE陡倾，切晚更新世冲积扇，左行水系扭动;北盘的晚古生代花岗闪长岩和早前寒武纪片麻岩大幅度抬升，形成独特的平顶山地貌。东段多被上更新统覆盖，局部被新近纪地层覆盖。东端，徐力斯特乌拉至阿拉善村一线，存在较明显的线性构造，地形上表现为NEE向的隆起，南侧出露前寒武纪片麻岩、下白垩统、始新统和上更新统，北侧为始新统、渐新统、中更新统和全新世沉积物，推测之间存在断层。前人研究认为在河套断陷带与吉兰泰地堑之间有近EW向的隐伏基底隆起，位于磴口至徐力斯特乌拉一线(国家地震局，1988)，可能正是雅布赖山-巴音希博山断裂带东延。

在雅布赖山-巴音希博山左行走滑断裂带东端以北，发育了狼山-色尔腾山断裂系，主体断层为NE走向的狼山山前断裂和近EW走向的色尔腾山山前断裂，是左行剪张的河套断陷系(临河盆地)的主控断层(国家地震局，1988)(图5)。

图5 狼山-色尔腾山断裂系构造简图(据国家地震局，1988;邓起东等，1999;杨晓平等，2002;陈立春等，2003;江娃利等，2000等编绘)Fig.5 Tectonic sketch of the Lang Shan-Seerteng Shan Fault system(after State Seismological Bureau，1988;DENG Qi-dong et al.，1999;YANG Xiao-ping et al.，2002;CHEN Li-chun et al.，2003;JIANG Wa-li et al.，2000).

狼山山前断裂沿狼山东南麓展布，全长＞160km，走向55°，向SE陡倾，断裂错断全新世地层，在近代迫使黄河以每年上百m的速度向南迁移，全新世断裂垂直滑动速率为0.47～2.2mm/a(国家地震局，1988;孙爱群等，1990;邓起东等，1999)。该断裂以正断层为主，北段如炭窑口附近，显示出较明显的右行特征;在狼山口以北切过色尔腾山山前断裂断续向NE基岩中延伸，同时造成水系的右行错动，后者呈弧形合并于狼山山前断裂北段。在狼山沿NEE向，小地震频繁，20世纪曾发生过3次6级地震。

色尔腾山山前断裂位于色尔腾山南麓山前，西起东乌盖沟，向东至乌不浪口转为SE向延伸，经大佘太至台梁附近，全长约150km，以正断层为主(杨晓平等，2002)，西段局部断层陡崖发育左斜滑擦痕(国家地震局，1988)。晚更新世晚期以来，断裂西段平均垂直位移速率为0.48～0.75mm/a，中段为0.88～1.83mm/a，东段为0.20mm/a(杨晓平等，2002;陈立春等，2003)。

在色尔腾山前断裂带南侧，有数条左行右阶排列的活动断层:乌拉山北缘断层、乌拉山山前断层、大青山山前断层、鄂尔多斯北缘断层等。这些EW向的断裂带在第四纪以来以正断运动为主，兼具左旋扭动(国家地震局，1988)。大青山山前断裂西端全新世以来的左旋走滑速率可能达到5mm/a(江娃利等，2000)。鄂尔多斯北缘断裂带是河套断陷带的南界断层，在地表形成断层崖，并左旋错断水系，显示了左旋正走滑断裂的活动特征，晚更新世以来的垂直活动速率约为0.3mm/a(国家地震局，1988;邓起东等，1999)。河套断陷带具有左旋剪切拉张的运动特征，NW方向的水平伸展量达15km左右;地震断错反映的构造应力场的主压应力轴自西向东由NE逐步转为NEE向(国家地震局，1988)。从断裂分布的几何学特征和运动学配套来看，推断狼山-色尔腾山断裂系及其所控制的河套断陷带是雅布赖山-巴音希博山左行走滑断裂带的尾部松弛构造。

2 蒙古中部活动断裂

狼山以北到中蒙边界，缺少6级以上强震的分布，发育着对应4～5级地震震中分布带的一系列线性构造，呈NE向和近EW向分布，在晚第四纪以来无地表破裂，可能是东蒙古戈壁断裂在中国境内的延伸部分，在上新世之前曾经与阿尔金断裂相接(Webb et al.，2006)。额济纳地区，NW、近EW和NNE走向的隐伏断层导致了该地区早更新世—晚更世早期的2次构造抬升，或与阿尔金断裂带的第四纪活动有关(迟振卿等，2006;Hölz et al.，2007;吕延武等，2010)。

而在更北部，沿蒙古高原的东边缘，从中蒙边界的达兰扎达嘎德地区，向北到俄蒙边界的通京地区，断续发育着一系列近SN走向断裂:达兰扎达嘎德断裂系、莫高德断裂系和库苏古尔裂谷断裂系，同时伴随5级以上的地震发生(Ankhtsetseg et al.，2007)。这些断层实质是大型走滑断层的尾端构造或侧向构造(Bayasgalan et al.，1999;Patfeevets et al.，2007;Cunningham，2010)。

2.1 达兰扎达嘎德断裂系

在蒙古西南部的戈壁—阿尔泰地区，3条近EW走向的大型左行走滑断裂带(南杭爱断裂带、戈壁-阿尔泰断裂带、戈壁-天山断裂带)的东端，有大量的NW走向和近SN走向的断裂构造，对应着密集的地震活动，是走滑断裂带的挤压型尾部逆冲构造，以逆冲断层为主，兼具左行走滑，本文统称达兰扎达嘎德断裂系(图6)。

图6 达兰扎达嘎德断裂系构造简图(据 Bayasgalan et al.，1999;Parfeevets et al.，2007;Ritz et al.，1995，2003;Walker et al.，2007;Cunningham，2010 等编绘)Fig.6 Tectonic sketch of Dalandzadgad Fault system(after Bayasgalan et al.，1999;Parfeevets，et al.，2007;Ritz et al.，1995，2003;Walker et al.，2007;Cunningham，2010).

戈壁-阿尔泰断裂带(又称博格多断裂带)出现在3条走滑断裂带中央，西起于蒙古阿尔泰山南段的沙尔嘎，向东经大博格多山延伸到Artz Bogd山，全长超过670km，呈NEE—近EW向，为左行兼逆冲(图6)。主断层——博格多断层60～80ka以来的最大滑移速度大约是1.2mm/a(Ritz et al.，1995)。Gurvan Bogd断裂系对应着断裂带东端的走滑受限弯曲段，晚更新世至全新世的抬升速率为0.1～0.2mm/a(Vassallo et al.，2007)，晚更新世末以来的抬升速率是0.44～1.05mm/a(Ritz et al.，2003)。1957年的8.3级戈壁-阿尔泰地震导致了长度＞250km的地震破裂和平均(5±2)m水平左行走滑错动，与多条断层的同时破裂有关，包括博格多断层和Gurvan Bulag逆断层，古地震研究表明地表断层作用的复发间隔为数千a(Florensov et al.，1963;Ritz et al.，1995;Prentice et al.，2002)。

戈壁-阿尔泰断裂带北部的南杭爱断裂带，EW长约350km，晚第四纪活动(Walker et al.，2007)。断裂带东端除发育受限弯曲尾端构造——巴彦洪格尔逆断层(Bayan Hongor Fault)之外，还向NE与额吉达瓦正断层(走向NE，倾向NW)相接。南杭爱断裂带东端曾经被认为是其北部的杭爱山南麓正断层系统的一部分(Cunningham，2001)，直到近年来才被认定为大型走滑断裂带的端部构造;尽管杭爱地区缺少5级以上强震记录，但南杭爱走滑断层被认为是潜在的高震级地震的震源(Walker et al.，2007)。

戈壁-天山断裂带呈近EW走向分布在中蒙边界地区，向西与中国新疆的博格达山相接，向东经戈壁—古尔班(Gobi—Gurvan)，延伸到达兰扎达嘎德以南的中蒙边界上，左行位错为30～40km(Cunningham et al.，1996，2003;Cunningham，2007，2010)，其中段以走滑为主，东西端发育强烈挤压变形的尾端构造，其西端为海拔高达4 000m以上的东天山;东端形成3条近平行的NWW走向的山体，最东端的Gurvan Sahyan岭海拔2 825m，而周围戈壁海拔仅1 000～1 500m。该断裂带东端历史上曾经有数次5.5级以上的强震发生，震源机制解表明为左行斜冲。

Gurvan Bogd断裂系和戈壁-天山断裂带之间及其以南还存在着一系列的E—NE和N—NW走向活动断层，其中E—NE走向的断层为左行走滑，N—NW走向的断层为右行走滑，沿这些断层仅有5.5级以下的小震和微震记录(Ankhtsetseg et al.，2007;Lamb et al.，2008)。

2.2 莫高德断裂系

北杭爱断裂带(又称布尔奈断裂带，Bolnai Fault)是蒙古西北部最显著的EW向断裂之一，西起于阿尔泰山脉东麓的乌苏固木，经罕呼奇山、杭爱山北缘，向东延伸到蒙古中部的布尔干，长约550km，是大型的左行走滑断裂，根据1994—2002年GPS数据推算左行走滑速率达(2.6±1.0)mm/a(Calais et al.，2003)。1905年的布尔奈8.4级地震、7.9级车车尔勒格地震分别发生在其主断层(布尔奈断层)和NEE向的分支断层(车车尔勒格断层)之上，前者导致总长度约388km的地表破裂，左行走滑达8～11m，沿断层带有显著的挤压特征(Calais et al.，2003;Patfeevets et al.，2007)。北杭爱断层东端北部以发育NE向剪切伸展型的雁列式盆地为特征，其南侧还发育着数条NW和近SN走向的断层，1967年莫高德(Mogod)7.1级地震以及其后的余震群就沿着这些断层发生，本文称其为莫高德断裂系(图7)。

图7 莫高德断裂系和库苏古尔裂谷系构造简图(根据 Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;Calais et al.，2003;Parfeevets，et al.，2007 等编绘)Fig.7 Tectonic sketch of Mogod Fault system and Lake Khovsgol rift system(after Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;Calais et al.，2003;Parfeevets，et al.，2007).

1967年蒙古中部莫高德MW7.1地震和随后的MW6.4地震，导致了显著的地表破裂，包括长约20km的SN走向的右行走滑断层和NW-SE走向的逆冲断层(Baljinnyam et al.，1993;Bayasgalan et al.，1999)(图7 b)。前者的平均水平滑动～1.5m，最大～3.2m，具有垂向分量;NW-SE走向的逆冲断层在与前者的连接处显示出最大的垂向运动分量3.5～5.0m，中部为2～3m，SE端位移消失(Bayasgalan et al.，1999)。而最新的研究(Rogozhin et al.，2008)表明，1967年莫高德地震的震源构造是一套断层的扩展系统(an extended system of faults)，其地表形式包括了2组SN向和NW-SE向的破裂面以及在其他相交和平行方向上的复杂的分支断层;探槽和填图揭示了SN向的断层为右行逆冲，而NW-SE向则为走滑-逆断层，古地震研究表明在大约8，000a和160a前，相同的震源曾经发生过相同的强震。

2.3 通京断裂带的侧向构造:库苏古尔裂谷系

通京断裂带(Tunka Fault)是中亚大三角最北端的大型走滑断裂带，位于俄蒙边界附近，从贝加尔湖南端向西断续延伸至沙诺加尔城以西，根据1994—2002年GPS数据推算左行走滑速率为(2±1.2)mm/a(Calais et al.，2003)(图2，7)。断裂带控制着EW分布的通京(Tunka)盆地，盆地北界断层(通京断层)现今表现为左行走滑，主压应力轴指向NE(Radziminovitch et al.，2007)。

通京断裂带向E与NW走向的东萨彦岭断裂带和NE走向的贝加尔裂谷带相接。前者位于西伯利亚克拉通(地台)西界，其主控断层(主萨彦断层)为左行逆冲走滑断层，全新世左行滑动速率为 3.0 ～3.1mm/a(San′kov et al.，2004;Radziminovitch et al.，2007)。贝加尔裂谷系的主控断层(滨海断裂)为铲形正断层，有较小的走滑分量，或认为左行(Levi et al.，1995)、或右行(Sherman et al.，2004)，或南北端为左行剪切、中段为纯拉张(Petit et al.，2006)，裂谷NW-SE向的现今伸展速率为2～4mm/a(Calais et al.，2003;Radziminovitch et al.，2007)。通京断裂带、东萨彦岭断裂带与贝加尔裂谷现今NW-SE向的伸展关系密切。

通京盆地以西，通京断裂带南侧，顺次发育3个近SN走向的盆地:库苏古尔盆地、达尔哈特盆地和Terekholsky盆地(又称Busingol盆地)，由NNE走向的断层所控制，向南止于北杭爱断层的分支断层(车车尔勒格断层)以北，是通京断裂带的侧向构造，称库苏古尔裂谷系。裂谷断裂系主要表现为右行正断层，在近现代以来表现出强烈的地震活动性，和通京断裂一样为非常密集的中小地震分布带，间或有6级以上的强震发生(Radziminovitch et al.，2007;Ankhtsetseg et al.，2007)。

3 讨论

中亚大三角东边界北段为强烈的地震活动带，构造上由南向北对应着:六盘山弧形断裂带、桌子山-贺兰山断裂系、狼山-色尔腾山断裂系、达兰扎达嘎德断裂系、莫高德断裂系和库苏古尔裂谷断裂系。这些断层大体上呈近SN向分布，多具有右行走滑的运动特征，但从更大的区域范围看，实质上是大型走滑断裂带的尾端构造、侧向构造或者夹持于大型走滑断裂带之间的张扭性断裂系统。例如，桌子山-贺兰山断裂系夹持于左行走滑的中卫-同心断裂带和雅布赖山-巴音希博山断裂带之间，为正断兼右行走滑的张扭性断裂系;库苏古尔裂谷系是左行走滑的通京断裂带的侧向拉张构造，其近SN走向的正断层有右行走滑分量。六盘山弧形断裂带东端的近SN向构造以逆冲兼左行走滑断层为主，实际上是海原断裂带、中卫-同心断裂带东端的挤压构造;达兰扎达嘎德断裂系则是戈壁-天山断裂带与戈壁-阿尔泰断裂带的东端挤压构造;而根据莫高德地震断层性质(Baljinnyam et al.，1993;Bayasgalan et al.，1999;Rogozhin et al.，2008)推断，莫高德断裂系也有可能为北杭爱断裂带东端的挤压构造。从地质历史来看，这些尾端构造、侧向构造或者连接构造几乎都是叠加在前新生代的断裂构造之上，例如桌子山-贺兰山断裂系是叠加在晚中生代的鄂尔多斯西缘逆冲断裂带之上(国家地震局，1988;张家声等，2003)。

印度-欧亚板块碰撞是中亚大三角东边界北段构造形成的主要动力之一(Tapponier et al.，1982;张培震等，2003;嵇少丞等，2008)，其向北强大的挤压应力使得青藏高原、天山和阿尔泰山强烈隆升;而向东，挤压应力通过近EW向的大型左行走滑断裂转换，逐渐转化为NW-SE向的伸展(图8)。在贝加尔—蒙古地区，这种转换构造表现为从阿尔泰山和西萨彦岭的挤压造山(GPS数据显示近SN向缩短达10mm/a)，经近EW的左行剪切构造(中部蒙古累计左行滑移速率是5.8mm/a)，向东转换为NEE—NE向的剪张、拉张构造(贝加尔裂谷和东部蒙古NE向凹陷盆地，前者NW-SE向的伸展速率约为4mm/a，后者以4～6mm/a速度向SE移动)和NW—NNW方向的尾端挤压构造(Calais et al.，2003;Radziminovitch et al.，2007)。而在中国阿拉善地区，青藏高原的SN向挤压应力一部分可能沿着阿尔金断裂带，经雅布赖山-巴音希博山断裂带向东转换，在狼山—色尔腾山地区发展成为NE—NEE向的左行剪切拉张构造;一部分构造应力沿NW—NWW向的祁连-海原断裂和西秦岭北缘断裂向东传递，在鄂尔多斯西南缘形成NNW—近SN方向的尾端挤压构造;位于鄂尔多斯地块南北边缘的两大左行剪切系统促进了先存的近SN向的地块边界断裂带的复活，形成了近SN方向的张扭性断裂构造:银川地堑系。

图8 中亚大三角中北段构造模型图(据Calais et al.，2003;邓起东等，2007;Barruol et al.，2008;刘明军等，2011等编绘)Fig.8 Diagram of structural model of the central and northern great triangular seismotectonic region of central Asia(after Calais et al.，2003;DENG Qi-dong et al.，2007;Barruol et al.，2008;LIU Ming-jun et al.，2011).

印度-欧亚板块碰撞可能不是中亚大三角东边界北段构造形成的惟一动力。前人研究表明，蒙古西部上地幔具有低速、低密度和高温的特征，其下存在地幔物质的上升和扩张，导致新生代乃至全新世的火山作用和地壳伸展(Windley et al.，1993;Petit et al.，2002;赵凤民，2005;Mordvinova et al.，2007;Barruol et al.，2008;Tiberi et al.，2008;刁法启等，2009);该地区的新构造和现代变形可能是上地幔大规模的NW-SE物质流动所引起的(San′kov et al.，2011)，上地幔物质流动所导致的欧亚北部(西部蒙古—萨彦)和阿穆尔(Amurian)板块(东部蒙古—中国东北)相对运动，可能是相对远离碰撞边界的北杭爱—萨彦地区依然存在与戈壁-阿尔泰断裂带具有相近水平滑移速度的大型左行走滑断裂带的原因。而对鄂尔多斯地块及周缘研究表明，青藏高原东北缘向NE方向推挤产生的NW-SE方向的拉张作用在深部使南北地震带北段和河套断陷带下方的上地幔物质沿NW-SE方向发生了形变(常利军等，2011);南北地震带的北段是在上地幔局部(古老造山带之下)各向异性的基础上，由于青藏高原东北缘NE向的挤压以差异运动的方式传递，通过南、北边界断裂的左旋走滑运动叠加鄂尔多斯地块逆时针旋转，从而形成近SN走向边界带的右旋正断走滑(徐锡伟等，1994;邓起东等，1999;刘明军等，2011)。

综上所述，中亚大三角东边界北段地震构造是在印度-欧亚板块碰撞和局部上地幔物质流动或显著上地幔各向异性所控制的现今区域应力场条件下，沿大型走滑断裂带的两侧或尾端的不同方向的先存断裂的重新活动。

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