天景山断裂带晚第四纪左旋走滑运动速率确定及其空间分布特征

董金元, 罗全星, 李新男, 李传友, 杨会丽, 任光雪

中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029

大型走滑断裂的滑动速率是认识和理解青藏高原形成、演化和扩展方式的关键(Cowgill et al.,2009), 也是进行地震危险性评价的重要参数(邓起东等, 2004)。天景山断裂带是青藏高原、鄂尔多斯块体和阿拉善块体之间重要的边界断裂, 也是公元1709 年中卫南7.5 级地震的发震断裂(图1)。前人对天景山断裂带滑动速率的研究已经开展了大量工作,包括十年尺度的GPS 观测(Gan et al., 2007; Li Y C et al., 2017; Wang et al., 2017; Li et al., 2019)、千年-万年尺度的地貌测量和第四纪定年(汪一鹏等, 1990;柴炽章等, 1997; 李传友, 2005; 尹功明等, 2013; 张维岐等, 2015; Li X N et al., 2017, 2019)、以及百万年尺度的地质体界线的限定等。Li et al.(2019)对天景山断裂带的滑动速率从GPS 观测、地貌位错测量与第四纪定年和古地震等多个方面进行了重新限定,认为天景山裂带的左旋走滑运动速率在晚第四纪以来比较稳定, 约为1.2 mm/a。但是, Li X N et al.(2017, 2019)通过地貌位错测量与第四纪定年获得断裂运动速率的三个研究点在空间上间隔较远, 其获得的运动速率是否能够代表整个天景山断裂带西段和中段的左旋走滑运动速率, 则需要更多工作的验证与补充。如果Li X N et al.(2017, 2019)三个研究点之间的断裂运动速率较高, 例如为2～5 mm/a(汪一鹏等, 1990; 李传友, 2005; 尹功明等, 2013),那么天景山断裂带的左旋走滑运动速率表现为由中间向东西两侧逐渐递减的空间分布特征。如果Li X N et al.(2017, 2019)三个点之间的断裂运动速率在1.2 mm/a 左右, 则表明天景山断裂带晚第四纪运动速率在空间分布上比较稳定。为了确定天景山断裂带的空间分布特征, 我们在靠近天景山断裂带中间位置的黄河东西两侧各选择一个典型断错地貌观察点, 通过差分GPS 和无人机摄影测量技术对断错地貌标志物的位移量进行精确测量与恢复, 并利用光释光测年手段对被断错地貌面年龄进行限定,给出了两个点晚第四纪运动速率。通过对前人研究结果进行分析与对比, 进一步探讨天景山断裂带晚第四纪运动速率的空间分布特征以及活动习性。

1 构造背景

天景山断裂带是青藏高原与鄂尔多斯块体、阿拉善块体之间一条重要的边界断裂, 其南侧为海原断裂, 北侧为烟筒山断裂和牛首山断裂, 共同构成了向北东方向突出的弧形构造带(张维岐等, 1988,2015; 汪一鹏等, 1990; 柴炽章等, 1997; 李新男和李传友, 2015; 李新男等, 2016; Li X N et al., 2017,2019; 图1A)。天景山断裂带西起甘肃景泰小红山附近, 向东经甘塘、孟家湾、双井、终止于宁夏同心附近, 全长240 余km(张维岐等, 2015; Li X N et al., 2017, 2019; 图1A)。根据断裂走向、运动性质和地震活动历史的不同, 断裂带可以划分为四个段落, 自西向东依次为: 西段、中段、东段和东南段(张维岐等, 2015; Li X N et al., 2017, 2019; 图1B)。断裂带在西段和中段表现为近东西走向, 在东段和东南段则逐渐转变为南东向和近南北走向, 运动性质自西向东由左旋走滑逐渐向逆-左旋走滑运动性质转变, 在其最东端最终转变为以逆冲运动性质为主(闵伟和邓起东, 1991; Li et al., 2019)。天景山断裂带西段最近一次的古地震事件发生在距今1200 年以前(Li X N et al., 2017), 而中段最新一次地震发生的时间为公元1709 年(闵伟等, 2001), 东段和东南段的古地震活动历史不清楚。

天景山断裂带形成于早古生代加里东运动中晚期(宁夏回族自治区地矿局, 1990)。该断裂新生代及古近纪以前表现为较强烈的叠瓦状向北逆冲活动;大致从早更新世末或中更新世初开始, 断裂由强烈的逆冲挤压转变为逆-左旋或正-左旋走滑活动方式(国家地震局地质研究所和宁夏回族自治区地震局,1990; 田勤俭等, 2001; 陈国星等, 2006; 李新男等,2016)。在空间上, 该断裂带表现为自东向西不断侧向扩展的形成演化模式, 即断裂早期的叠瓦状逆冲主要集中在中东段, 晚期的左旋走滑活动逐渐扩展到了整个西段(李新男等, 2016)。天景山断裂带西段发育在上新世和第四系构成的小山包前缘; 中段南盘主要为中寒武统、中—下奥陶统、泥盆系、石炭系和新近系构成的基岩山区, 北盘为上更新统或全新统风积、坡积和冲洪积砾石层; 东段和东南段上盘主要为古生界灰绿色变质砂岩和古近系、新近系桔红色砾岩构成的基岩山区, 下盘则为全新统冲、洪积砂砾石和黏土构成的清水河盆地。断裂带地貌整体上为南高北低, 东高西低。

2 天景山断裂晚第四纪滑动速率确定

2.1 孟家湾点(Site 1)

孟家湾点位于天景山断裂带中段黄河以西约4.5 km(图1B), 断层断错晚第四纪的冲洪积扇, 并在地貌上形成明显的线性断层陡坎(图2A)。晚第四纪山前冲洪积扇主要由下部灰绿色棱角状或次棱角状磨圆度差的砾石和上部厚约1 m 的黄土组成。冲洪积扇面较平坦, 整体向北倾斜。流水下切作用在冲洪积扇面上形成一系列小型冲沟(AA′和BB′), 并在跨过断层陡坎的位置同步发生左旋位错(图2A, B, C)。冲沟规模越大, 即长度越长、宽度越宽、深度越深,代表冲沟形成的时代越老, 累积的水平位移量则越大。在孟家湾观察点, 野外利用实时差分GPS 对冲沟位错点的地貌特征进行了精细测量, 生成了等高线间距为0.5 m 的地形图, 并绘制断层迹线(图2C)。以冲沟中心线和西岸作为标志, 通过对断层两侧冲沟上下游进行恢复, 分别获得冲沟AA′和BB′的水平位移量为(15.2±5) m 和(4.9±1) m(图2E, F)。其中较小冲沟BB′的左旋位移量与公元1709 年中卫南7.5 级地震的平均左旋水平位移量(张维岐等, 1988)相当,可能代表了该次地震的同震位移。较大冲沟AA′的左旋位移量则代表多次地震活动的累积位移量。

图1 天景山断裂带区域地震构造图(GPS 数据来自Gan et al., 2007)Fig. 1 Regional seismic tectonic map of Tianjingshan fault zone (GPS data after Gan et al., 2007)

为了限定冲沟形成时代, 我们在前人开挖探槽中靠近黄土层顶部位置采集了一个光释光测年样品,并经过室内前处理和采用细颗粒石英简单多片再生法(王旭龙等, 2005; Yang et al., 2012)获得其年龄为(9.5±0.6) ka BP(表1; 图2D)。汪一鹏等(1990)利用14C 测试手段获得该层黄土中部的沉积年龄为(13 110±160) a。上述两个年龄符合地质上物质沉积的“下老上新”原则。如果冲沟AA′的开始形成时间晚于冲洪积扇上黄土层顶部的沉积年龄, 利用冲沟AA′的左旋走滑位移量(15.2±5) m 除以黄土层顶部的沉积年龄, 得到断层在该点的平均左旋走滑运动速率为(1.6±0.4) mm/a。如果冲沟的开始形成时间早于冲洪积扇黄土层顶部的沉积年龄, 并稍晚于冲洪积扇砾石层的废弃时间; 或冲沟开始形成的时间处于黄土层沉积过程中, 那么利用冲沟AA′的左旋走滑位移量(15.2±5) m 除以黄土层中部的14C 年龄(13 110±160) a, 得到断层在该点的平均左旋走滑运动速率为(1.2±0.3) mm/a。前人在天景山断裂中段的古地震研究结果显示该段最近四次古地震的时间分别为公元1709 年、(5450±238) a BP、(8850±350) a BP和(13 150±763) a BP(闵伟等, 2001), 结合 Li et al.(2019)在天景山断裂中段获得的冲沟位移分布特征, 冲沟AA′的左旋走滑位移量大致等于三次古地震事件的累积位移量, 即冲沟形成时间应介于(8850±350) a BP 和(13150±763) a BP 之间, 所以第二种情况获得的该点平均左旋走滑运动速率(1.2±0.3) mm/a 更接近断裂真实的运动速率。

2.2 崾岘沟点(Site 2)

崾岘沟点位于天景山断裂带中段黄河以东约19 km(图1B), 断层在部分段落构成寒武纪地层与第四纪地层之间的接触界限, 在其他段落错断了第四纪冲洪积扇及河流阶地(图3A, B, C)。第四纪河流阶地主要由上下两部分组成, 即下部灰绿色棱角状或次棱角状磨圆度差的砾石层和上部厚0.1～0.2 m 的黄土(图3D, E)。通过对Google Earth 遥感影像进行分析, 并结合无人机摄影测量技术生成的等高线图,我们对该位置的断错地貌进行了详细的解译和测量工作(图3C)。在崾岘沟观察点, 一条规模较大的冲沟由南向北流, 冲沟左侧河岸较为平直, 右岸则形成一系列不同高度和宽度的河流阶地。河流阶地自下而上, 从新到老一共可以分为4 级, 分别为T1、T2、T3/T3′和T4(图3C), 这些河流阶地在断层两侧的保存程度不尽相同。其中T1 和T2 阶地保存最为完整, T1/T2 阶地陡坎还保留着公元1709 年中卫南7.5 级地震的同震位移量, 约为4.6 m(图3B, C)。T3和T3′阶地之间高差不大, 都只保留在断裂南侧, 即保留在上游河段东侧, 它们的总宽度约为15.9 m。T4 阶地拔河高度最高, 表面较为平坦, 在断层南北两侧都有保留。以上游T3′/T4 以及下游T2/T4 的阶地陡坎上下边缘为标志线, 测量T4 阶地的左旋水平位移量分别为 17.6 m 和 14.5 m, 平均值为(16.1±1.5) m。

为了限定T4 阶地水平位移量的开始累积时间,我们在T4 和T3 阶地上各清理了一个采样剖面并采集光释光测年样品, 其中T4 上采集的样品XTF-14岩性为粉砂, T3 上采集的样品XTF-14 为黄土。经室内前处理和采用细颗粒石英简单多片再生法获得T4 和T3 阶地的废弃年龄分别为(31.2±2.4) ka BP 和(26.0±1.5) ka BP(表1; 图3D, E), 其中T4 的年龄样品由于是粉砂, 可能存在沉积埋藏前光晒退不完全的情况, 使得到的年龄高于真实年龄, 从而使滑动速率低估。根据T4 年龄得到的速率是该点左旋走滑运动速率的下限, 年龄的高估会使得下限速率偏低, 但不影响根据T3 年龄获得的该点左旋走滑运动速率的上限, 在计算滑动速率时我们采用(31.2±2.4) ka BP 近似代表T4 的废弃年龄。T4 和T3阶地的时间间隔约为5 ka, 约等于天景山断裂带中段的地震复发周期, 所以T4 阶地的左旋走滑位移量开始累积时间要晚于 T4 阶地的废弃时间(31.2±2.4) ka BP, 早于T3 阶地的废弃时间。利用T4 与T3′和T2 之间阶地陡坎的平均左旋走滑位移量(16.1±1.5) m 除以T4 和T3 阶地的废弃年龄, 得到断裂在该点的左旋走滑运动速率介于(0.5±0.1) mm/a 和(0.6±0.1) mm/a 之间。值得注意的是, T1-T4 阶地位于河道的东岸, 受断裂左旋走滑作用的影响, 断层北侧即河流下游一侧阶地被错入河道会受到后期侵蚀, 使阶地保留不完整, 并进一步导致现今观察到的T4 阶地左旋走滑位移量小于真实值。为了获得T4 阶地形成后更为真实的左旋走滑位移量, 我们对崾岘沟点的河流地貌演化过程进行了细致的分析和恢复工作(图4)。首先, 考虑到T4 阶地的废弃年龄(31.2±2.4) ka BP, 并结合闵伟等(2001)获得的天景山断裂带中段的古地震活动历史以及平均复发周期5 ka, 可以判断T4 阶地形成之后至少经历过 6 次古地震事件。其次, 利用 Li et al.(2019)给出的天景山断裂带中段位移分布特征,可以获得每次地震事件的同震水平位移量, 从新到老分别为4.6 m、6.2 m、5.1 m、3.1 m、5.4 m 和5 m。我们的模型较好地恢复了T4 阶地形成以来崾岘沟点的地貌演化过程、地震活动历史以及每次古地震事件的同震水平位移量, 并认为T4 阶地形成以来的累积左旋走滑位移量约为(29.4±6) m(图4)。将模型反演获得T4 阶地的位移量29.4 m 分别除以T4和T3 阶地的废弃年龄, 得到断裂在该点的左旋走滑运动速率介于(0.9±0.3) mm/a 和(1.1±0.2) mm/a 之间。

图3 崾岘沟点河流阶地位错特征Fig. 3 Characteristics of the offset terraces at Yaoxiangou

图4 崾岘沟点河流阶地位错恢复及地貌演化图(E1～E5 代表古地震事件)Fig. 4 Geomorphological evolution model of the fluvial terraces at Yaoxiangou (E1～E5 representing paleoseismic events)

表1 光释光样品测年数据Table 1 OSL dating data

3 天景山断裂带滑动速率空间分布特征及断裂活动习性

通过对孟家湾和崾岘沟两个研究点冲沟或河流阶地的位错量进行测量和对断错地貌面进行光释光年龄测定, 获得天景山断裂带中段晚第四纪左旋走滑运动速率约为(1.1±0.2) mm/a。关于孟家湾观察点, 李传友(2005)曾利用张维歧等(2015)通过平板仪测量的同一条冲沟(AA′)的水平位移量21 m 和该点附近探槽中的14C 样品年龄(13 500±216) a BP,估算出该点的左旋走滑运动速率下限约为(1.56±0.02) mm/a。同时, 李传友(2005)采用张维歧等(2015)冲沟的划分方案, 利用孟家湾C 级冲沟(AA′)的水平位移量和向东40 km 的红谷梁C 级冲沟I 级阶地的开始堆积年龄(5065±137) a BP, 限定断裂在孟家湾点的左旋走滑运动速率的上限为(4.15±0.11) mm/a。张维歧等(2015)的冲沟分级方案主要根据冲沟的长度和位移量进行划分, 但长度和位移量相近的冲沟形成时代可能相差数千年。例如,形成于同一个地震周期内, 靠近周期开始和结束时的两条冲沟可以累积相同的位移量, 但形成时间上相差约一个地震周期, 对天景山断裂带中段来说可能相差5000 a。所以, 李传友(2005)通过该孟家湾点获得的断裂滑动速率上限过于偏大, 而滑动速率下限(1.56±0.02) mm/a略微偏大, 一是由于通过平板仪测量获得的冲沟位移量存在较大误差, 二是没有充分考虑冲沟形成时间和14C 样品所在黄土层沉积过程的可能先后关系。尹功明等(2013)在考虑沙坡头水动力条件对河岸侵蚀和堆积作用过程影响的情况下, 提出了恢复黄河受天景山断裂带左旋走滑作用影响而产生的位移量的新方法。尹功明等(2013)利用该方法推测黄河在沙坡头的左旋走滑位移量约为880 m, 明显小于黄河支流崾岘子沟和石喇叭沟跨过天景山断裂的左旋走滑位移量 1370 m 和1530 m (张维岐等, 1988)。一方面, 该方法在推测黄河下游河道具体位置, 河道宽度方面存在较大不确定性。另一方面, 该方法利用黄河下游T3 阶地年龄～170 ka BP 代表黄河左旋走滑位移的开始累积时间,明显比黄河在沙坡头断裂南侧最高阶地年龄(712±75) ka BP (Voinchet et al., 2013)要年轻。因此,尹功明等(2013)给出的天景山断裂带～170 ka 以来的左旋走滑运动速率最大值5.18 mm/a 明显过大。再向东, 汪一鹏等(1990)利用红谷梁和碱沟之间6 条C 级冲沟的平均水平位移量38.2 m 和估算的冲沟一级阶地底部的大致沉积年龄12 000 a, 给出了断裂在红谷梁点的平均左旋走滑运动速率3.18 mm/a。冲沟一级阶地的形成时代可能远远晚于冲沟开始累积位移的时间, 从而导致推测的断裂滑动速率偏大。李传友(2005)利用张维歧等(2015)在碱沟和双井之间实测的8 条C 级冲沟的平均水平位移量(3 7.9±2.6 5) m 和红谷梁一级阶地年龄(5065±137) a BP 以及该点以西约40 km 的孟家湾点的一级冲洪积台地年龄(13500±216) a BP, 估算了断裂在红谷梁点的平均左旋走滑运动速率为(2.81±0.2)～(7.48±0.56) mm/a。前已述及, 对冲沟进行级别划分并用于计算断层运动速率, 以及将相距非常远的不同地貌标志物的年龄进行相互关联使得获得的断裂滑动速率存在较大误差。Li et al.(2019)利用最新的无人机摄影测量方法测量出红谷梁点的T3/T2 河流阶地陡坎位错量为(20.9±1) m, 并限定出T3 河流阶地的废弃年龄为(22.9±1.8) ka, 由此得到断裂在红谷梁点的平均左旋走滑运动速率的最小值约为(0.9±0.1) mm/a。本次研究工作获得的孟家湾和崾岘沟点断裂晚第四纪左旋走滑运动速率与Li X N et al.(2017, 2019)得到的运动速率相一致, 表明以左旋走滑运动性质为主的天景山断裂带西段和中段运动速率在空间上变化不明显, 比较稳定(图5)。走滑断裂滑动速率分布特征可以简单分为两类:(1)沿断裂走向滑动速率逐渐递减; (2)在断裂主体段落滑动速率比较稳定, 水平运动速率在断裂端部会以缩短或拉张变形予以调节和吸收。关于第一种情形, 以阿尔金断裂带为代表, 其水平滑动速率自西向东不断减小(Wallace et al., 2004; Zhang et al., 2007;Cowgill et al., 2009; Zheng et al., 2013)。关于第二种情形, 以海原断裂带为代表, 断裂水平运动速率在景泰和海原之间约200 km 长的主体段落上比较稳定,约为(4.5±0.5) mm/a(何文贵等, 1994; Li et al., 2009;刘金瑞等, 2018), 而在靠近断裂东端部的位置其左旋走滑位移被横跨六盘山的地壳缩短变形予以吸收(Zheng et al., 2013)。此外, 富蕴断裂带主体段落的活动习性具有明显的特征滑动行为(Klinger et al.,2011), 即在80 多km 的主体段落上每次地震的同震水平位移量在空间上分布比较稳定, 在6 m 左右,这也表明该段断裂的长期平均水平滑动速率比较稳定。富蕴断裂带在其东南端开始表现出同震水平位移量减小的趋势(Klinger et al., 2011), 可能意味着运动速率也随之减小, 部分右旋剪切位移被端部的逆冲缩短变形所吸收。天景山断裂带, 其主体段落西段和中段的左旋走滑运动速率在空间上变化不明显, 比较稳定, 约为(1.1±0.2) mm/a。在断裂东端部,即东段和东南段, 左旋走滑位移被横跨庙山断褶带的逆冲缩短变形所吸收(闵伟和邓起东, 1991)。同时,天景山断裂带西段和中段的活动行为可能类似于富蕴断裂带主体段落的活动行为, 具有特征滑动的行为特征(李新男和李传友, 2015; Klinger et al., 2011;Li X N et al., 2017)。此外, 天景山断裂带和海原断裂带在深部收敛合并成一条剪切带(Gao et al.,2013), 共同调节青藏高原东缘地区的左旋走滑和地壳缩短, 但海原断裂带作为主边界断裂起到主要调节作用, 天景山断裂带对该地区的构造变形则起着次一级的调节和控制作用。相比海原断裂带(4.5±0.5) mm/a 相对较高的滑动速率, 天景山断裂带调节了青藏高原东北缘与阿拉善地块之间20%的左旋滑动。

图5 天景山断裂带滑动速率空间分布图Fig. 5 Spatial distribution pattern of slip rate along Tianjingshan fault zone

4 结论

本次研究工作通过对天景山断裂带中段孟家湾和崾岘沟两个点的水平运动速率开展研究, 确定了天景山断裂带左旋走滑运动速率的空间分布特征。利用差分GPS 和无人机摄影测量技术精确测量了孟家湾和崾岘沟点冲沟和河流阶地的水平位移量, 通过位错恢复并结合对断错地貌面进行光释光测年, 获得了孟家湾和崾岘沟两个点的晚第四纪平均左旋走滑运动速率, 分别为(1.2±0.3) mm/a 和(0.9±0.3) mm/a ～(1.1±0.2) mm/a。通过与前人获得的运动速率进行对比和分析,认为天景山断裂带主体左旋走滑段落, 即西段和中段的晚第四纪左旋走滑运动速率在空间分布上比较稳定, 约为(1.1±0.2) mm/a。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research & Development Program of China (No.2017YFC1500101), Special Project for Basic Scientific Research of Institute of Geology, China Earthquake Administration (No. IGCEA1723), the Second Scientific Investigation of Tibetan Plateau (No.2019QZKK0901), and National Natural Science Foundation of China (Nos. 41590861, 41774049 and 41602224).