【类型】期刊

【作者】杨海波，杨晓平，黄雄南（中国地震局地质研究所活动构造与火山重点实验室）

【作者单位】中国地震局地质研究所活动构造与火山重点实验室

【刊名】地震地质

【关键词】 滑动速率；10Be；GPS；河西走廊；祁连山

【资助项】中国地震活动断层探察-南北地震带北段项目

【ISSN号】0253-4967

【页码】P20-42

【年份】2019

【期号】第1期

【期刊卷】1;|6;|7;|8;|2

【摘要】佛洞庙-红崖子断裂属于祁连山北缘断裂带中段逆冲推覆的前锋断裂,也是酒东盆地与祁连山之间的边界逆断裂。断裂运动学速率的准确限定对于理解青藏高原现今构造变形机制及其区域地震危险性至关重要。文中选取该断裂中、西段丰乐河口、石羊圈2个地点,通过地质地貌填图,综合应用地形剖面测量、光释光定年、宇宙成因核素定年和14C定年等手段,获得了约40ka以来的断裂平均垂直滑动速率约为1.1mm/a;考虑到断裂倾角为40°50°,平均缩短速率为0.91.3mm/a。跨酒东盆地的GPS速度剖面给出的酒东盆地10a尺度缩短速率约为1.4mm/a,与地质缩短速率1.01.5mm/a几乎一致;酒东盆地内部的隐伏断裂或褶皱变形也可能吸收部分地壳缩短。酒东盆地总体地壳缩短速率约占整个祁连山造山带缩短速率的1/5,高原向NE方向扩展的前锋带现今仍具有强烈的地震活动性。

【全文】 文献传递

祁连山北缘断裂带中段晚第四纪活动速率初步研究

杨海波 杨晓平* 黄雄南

(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)

摘 要：佛洞庙-红崖子断裂属于祁连山北缘断裂带中段逆冲推覆的前锋断裂， 也是酒东盆地与祁连山之间的边界逆断裂。断裂运动学速率的准确限定对于理解青藏高原现今构造变形机制及其区域地震危险性至关重要。文中选取该断裂中、 西段丰乐河口、 石羊圈2个地点， 通过地质地貌填图， 综合应用地形剖面测量、 光释光定年、 宇宙成因核素定年和14C定年等手段， 获得了约40ka以来的断裂平均垂直滑动速率约为1.1mm/a； 考虑到断裂倾角为40°～50°， 平均缩短速率为0.9～1.3mm/a。跨酒东盆地的GPS速度剖面给出的酒东盆地10a尺度缩短速率约为1.4mm/a， 与地质缩短速率1.0～1.5mm/a几乎一致； 酒东盆地内部的隐伏断裂或褶皱变形也可能吸收部分地壳缩短。酒东盆地总体地壳缩短速率约占整个祁连山造山带缩短速率的， 高原向NE方向扩展的前锋带现今仍具有强烈的地震活动性。

关键词：滑动速率10Be GPS 河西走廊 祁连山

0 引言

印度板块与欧亚板块之间的持续会聚， 引发了青藏高原腹内及周缘的广泛新生代构造变形(Tapponnier et al.， 2001; Zhang et al.， 2004)。在青藏高原东北部地区， 伴随着高原变形扩展以及阿尔金断裂的左旋走滑运动， 形成了一系列NW-SE向的盆地-山脉构造(Meyer et al.， 1998; Métivier et al.， 1998)(图1)。褶皱的山脉构造与近EW向的左旋走滑断裂共同吸收了青藏高原东北缘地区新生代以来的地壳缩短变形(Meyer et al.， 1998; Zhang et al.， 2004; Duvall et al.， 2010; Zheng et al.， 2013b)。位于高原变形最前缘的祁连山地块与阿拉善地块发生挤压碰撞， 形成了狭长的河西走廊前陆盆地(Tapponnier et al.， 1990; 国家地震局地质研究所等， 1993; Meyer et al.， 1998)。因此， 河西走廊盆地及其邻区是青藏高原北部高原向N扩展的最前缘， 也是对高原变形响应最为敏感的地区之一(国家地震局地质研究所等， 1993; Meyer et al.， 1998; Hetzel et al.， 2004b)， 深化河西走廊地区晚第四纪以来的构造变形对于研究青藏高原扩展演化及其高原变形机制具有特别重要的意义(陈文斌， 2003)。河西走廊盆地内部及周缘发育多组活动断裂， 对于这些活动断裂的运动学速率已有相当多的研究(Tapponnier et al.， 1990; 闵伟等， 2002; Hetzel et al.， 2002， 2004; 郑文俊， 2009; 刘兴旺等， 2012; Zheng et al.， 2013a， b， c; Hu et al.， 2015; 李安等， 2016)。Hetzel等(2002)采用宇宙成因核素定年方法， 计算了北大河断裂的垂直滑动速率约为0.35mm/a。Tapponnier等(1990)获得了榆木山全新世以来的隆升速率约为1.0mm/a， 山麓逆断裂的垂直滑动速率为0.4～1.9mm/a， 这与Palumbo等(2009)获得的榆木山北缘断裂的垂直滑动速率0.5～0.8mm/a一致。Hetzel等(2004)又再次通过联合10Be和OSL定年方法对河西地区黄土覆盖的地貌面年代进行了准确限定， 获得了张掖逆断裂0.6～0.9mm/a的垂直滑动速率。

总结前人的研究， 基本上认为祁连北缘逆断裂带全新世以来的垂直滑动速率不超过 1mm/a(Tapponnier et al.， 1990; Hetzel et al.， 2002， 2004; 郑文俊， 2009)。而Champagnac等(2010)利用10Be深度剖面定年手段限定了断层陡坎高度约为96m和40m， 地貌面年龄分别约为30ka和16.3ka， 得到了祁连山东段康宁桥断裂30ka以来的垂直滑动速率和缩短速率均约为2.8mm/a。Hu等(2015)认为跨过祁连山东段的GPS速度剖面显示约5mm/a的地壳缩短速率， 不可能很大一部分被前缘逆断裂吸收， 地貌面年代过于年轻是导致断裂滑动速率偏大的主要原因。Hetzel(2013)通过对东北缘地区地貌面年代的梳理统计， 认为Champagnac实测的断层陡坎高度偏差才是导致滑动速率偏大的主要原因。那么， 祁连山北缘逆断裂长时间尺度的地质滑动速率是多少？是否与短周期大地测量给出的滑动速率相一致？为了探寻这些问题， 我们选取了祁连山北缘中段的佛洞庙-红崖子断裂进行研究， 综合应用地形剖面测量、 光释光定年、 14C定年和宇宙成因核素测年等方法， 分析不同位置的地貌断错特征， 试图从更长时间尺度上(104～105a)获得断裂不同段的运动学速率， 并且探讨祁连山北缘断裂在青藏高原北缘构造变形中的作用。

1 区域构造背景

河西走廊盆地位于祁连山构造带与阿拉善地块之间， 属于祁连山-河西走廊活动断裂系的中间地带， 南侧发育祁连山北缘断裂带， 北侧发育龙首山南缘断裂带(国家地震局地质研究所等， 1993)。盆地自西北至东南， 依次被文殊山隆起、 榆木山隆起、 大黄山隆起分割成酒西盆地、 酒东盆地、 民乐盆地和武威盆地等4个次级盆地(Tapponnier et al.， 1990; 李有利， 1994; Meyer et al.， 1998; Li et al.， 1998; Xu et al.， 2010)。国家地震局地质研究所(1993)与Fang等(2005)认为走廊盆地空间构造变形格局是在2条大型走滑断裂带控制下， 为调节内部构造变形的差异性， 盆地内部发育与祁连山-河西走廊构造带斜交的转换挤压构造， 次级断裂内部的块体呈逆时针旋转。跨祁连山和河西走廊盆地的地震反射剖面揭示出河西走廊前陆盆地的深部几何结构， 由南向北发育山前褶皱带(盆地南部褶皱带、 楔顶带)、 中央凹陷带以及北部单斜带等(李有利， 1994)， 这与Decelles等(1996)提出的经典前陆盆地构造样式一致。地貌上源自祁连山的新一期洪积扇在盆地中部堆积， 指示了祁连山北缘断裂已经向前扩展到盆地中部(Li et al.， 1998)， 这一认识得到了地震反射剖面的证实(Zuza et al.， 2016)。位于盆地北部的宽滩山、 合黎山和龙首山向S逆冲， 与祁连山北缘逆断裂共同构成了朝向盆地的对冲构造样式(国家地震局地质研究所， 1993; 李有利， 1994; Zheng et al.， 2013c; Zuza et al.， 2016)。

作为酒东盆地与祁连山之间的边界逆断裂， 佛洞庙-红崖子断裂西起洪水坝河， 向东经石羊圈、 磁窑口村、 红山村、 丰乐河口、 榆林坝、 黄草坝至马营河西岸山前， 总体走向NWW。在马营河附近， 断裂的结构比较复杂， 既有发育在胡家台背斜东侧的NW向右旋走滑断层， 也有发育在胡家台背斜北翼的近EW向逆冲断层， 还有发育在胡家台背斜南侧的祁连山山前逆冲断层。断裂再向SE延伸至西岔沟附近逐渐消失。断裂西段和东段的平面展布基本呈线性特征， 而中段几何形态似犬牙状， 断裂全长约110km(图2)， 为全新世活动逆断裂， 历史上曾发生过1609年红崖堡 级地震(陈文斌， 2003; Xu et al.， 2010; 刘兴旺等， 2012)。前人对于佛洞庙-红崖子断裂的运动学速率进行了较多的详细研究， 给出了断裂晚更新世以来尤其是全新世以来的垂直平均滑动速率约为0.5mm/a， 水平滑动速率约为1.15mm/a(国家地震局地质研究所等， 1993; 陈文斌， 2003; 郑文俊， 2009; Xu et al.， 2010; 刘兴旺等， 2012)， 这些结果主要是基于断裂西段地貌面获取的， 缺乏对断裂中段多级断错地貌的研究， 而且数据的时间尺度也不大。

2 宇宙成因核素定年

过去对于干旱-半干旱地区地貌定年的手段主要基于14C和释光测年， 但实际上存在许多问题， 比如： 很难找到可用于14C测年的有机物质， 以及其测年上限只有约50ka， 并且14C年龄要老于包裹的沉积地层年代； 释光定年技术更是由于释光信号归零不彻底、 测年物质较粗等因素受到限制， 且释光年代限定的是沉积物的埋藏年龄(Yang et al.， 2013)。快速发展的原地宇宙成因核素定年技术， 给这些地区的地貌面定年提供了新的机遇， 所得到的暴露年龄反映了地貌面的废弃年代。目前对干旱-半干旱地区地貌面采用原地宇宙成因核素定年已有大量研究(Hetzel et al.， 2004; Frankel et al.， 2007; Champagnac et al.， 2010; Zheng et al.， 2013a； Huang et al.， 2014， 2015)， 主要有2种方式： 一是基于地表卵石或砾石的暴露测年， 二是深度剖面测年(Hidy et al.， 2010)。

祁连山-河西走廊地区不同期次的地貌面顶部， 晚第四纪以来就开始普遍堆积了风成黄土和次生黄土(李有利， 1994; Hetzel et al.， 2004)。由于黄土易分选， 曝光更加彻底， 非常适合进行释光年代学研究。这些地貌面受河流侵蚀、 下切和断层抬升的共同作用， 时代越老的地貌面越早脱离水面， 此时就具备了堆积风成黄土的地质条件， 黄土最老沉积时代也就有可能代表逆断层上盘地貌面的最小废弃年代(Hetzel et al.， 2004; Küster et al.， 2006; 杨景春等， 2012)。但大量的释光年代学研究表明， 河西走廊西段黄土的初始沉积时代不早于13ka,BP(Stokes et al.， 2003; Hetzel et al.， 2004; Küster et al.， 2006; Zhang et al.， 2015)， 而Hetzel等(2002， 2004)和Champagnac等(2010)对河西走廊地区拔河较高地貌面的核素定年结果显示， 这些地貌面年龄分布范围约为20～170ka， 明显老于黄土的初始沉积时代。因此， 本文采用原地宇宙成因核素和光释光定年手段对断错的河流阶地面进行暴露年龄测定(Hetzel et al.， 2004)。

到达地表的宇宙射线通量受高程和地球磁场的影响， 因此要对采样位置的高程、 纬度等进行地表核素产率校正， 除此之外还需对地形遮蔽效应和黄土遮蔽效应等进行校正(Lal， 1991; Stone， 2000; Dunai et al.， 2014)。黄土遮蔽校正方法采用Hetzel等(2004)的校正式：

式中， P为地表核素产率(atom·g-1·a-1)， λ为核素衰变常数(a-1)， Λ为宇宙射线衰变长度， Ctot为顶部砾石层的总核素浓度(atom·g-1)， ρ为黄土密度， α为黄土堆积速率， t1为从砾石层顶面废弃到黄土开始堆积的时间， t2为黄土堆积时间； 最后得到砾石层顶面的废弃时间t=t1+t2。

样品前处理在中国地震局地壳应力研究所完成。样品处理流程参见Huang等(2014)。首先对样品进行粉碎、 筛选获得250～500μm粒径颗粒， 去除磁性矿物； HCl和H2O2浸泡9h， 洗净烘干， 去除碳酸岩矿物以及与铁氧化物反应， 将铁离子分离出来； 用1%HF和HNO3混合溶液对样品刻蚀9h， 冷却、 沉淀再刻蚀， 共3、 4次， 酸处理提取纯的石英， 消除大气中10Be对样品的污染(Brown et al.， 1991)； 用浓HF溶解沉淀样品， 加入0.5ml超纯的Be载体， 再用HClO4烟化消除氟化物； 用阴阳离子交换层析法将Be从氯络合物阳离子中分离出来， 消除Fe、 Al、 Mn等元素； 加入氨水中和， 产生铍氧化物胶体， 将样品沉淀物倒入石英坩埚中， 放入高温炉中750℃条件下灼烧5min； 向BeO中加入Nb粉末制靶， 进行加速器质谱AMS测试(AMS检测在法国国家科学研究中心完成)； 测试结果见表3。最后利用Hidy等(2010)的年龄计算工具， 将10Be/9Be比值换算成10Be浓度和样品暴露年龄。

3 地貌面变形特征

3.1 研究区洪积扇分布

祁连山北麓发育一系列以洪积扇以及河流阶地为代表的层状地貌， 这些地貌单元是山体阶段性隆升和气候变化之间相互耦合的产物， 对研究山体隆升和断裂运动学特征具有重要意义(Pan et al.， 2001， 2003; Hetzel et al.， 2006)。通过航、 卫片解译和野外调查， 祁连山北缘中段共划分出4期洪积扇(图2b)， 年代由老到新依次为a1—a4。洪积扇面的总体坡度约为2°～5°， 洪积扇起始发育位置位于海拔2,800m的祁连山山前地带， 前缘终止于海拔1,500m左右的河西走廊盆地内部。这些洪积扇的形成可能与冰期、 间冰期交替导致的气候变化有关(Pan et al.， 2003; Hetzel et al.， 2006)。其中a1洪积扇靠近山前不连续分布， 海拔高度约为2,200～2,000m， 拔河高度为100m(此处河流指a3洪积扇面发育的河流或冲沟)。洪水坝河一带的a1洪积扇保存相对最为完整， 后期被扇面上的片流等侵蚀切割而出露基岩， 并且遭受河流下切形成一系列阶地。a2洪积扇海拔约2,000～1,900m， 拔河高度30～80m， 主要在一些河流的河口处发育， 该期洪积扇面上植被较发育， 冲沟下切深度达2～3m。在整条断裂中段最为发育， 主要形成一系列的洪积台地， 如瓷窑口、 红山村、 黄家台子、 茹家台子， 以及榆林坝到马营河一带残存的高台地。这些高台地由于顶部较平缓， 并且堆积较厚的黄土， 被改造成村庄或农田。a3洪积扇在祁连山北缘大规模发育， 相比于a1、 a2洪积扇主要分布于断层南侧， a3洪积扇主要位于断层以北， 洪积扇保存的形态比较完整， 海拔约1,800～1,900m， 拔河高度一般为20～10m。该期洪积扇面上植被和冲沟发育， 冲沟下切深度不足1m； 发育于祁连山的河流切过a3洪积扇形成多级阶地。在a3扇体中间或前缘发育规模较小的现代河道堆积扇或a4洪积扇， 洪积扇表面有大片砾石堆积(图3)。部分堆积在a3扇体前缘部位的a4洪积扇， 被认为是断层作用使得洪积扇向前迁移的结果(国家地震局地质研究所等， 1993; Li et al.， 1998)。

注 a 样品深度代表采样层位距离黄土界面的距离。 b 空值样BK67的10Be/9Be比值(3.581,966×10-15)。

3.2 石羊圈附近阶地变形特征

石羊圈位于佛洞庙-红崖子断裂的西段， 其附近发育4期洪积扇， 其中a1洪积扇分布在台地的顶部， 遭受严重侵蚀后残留于山梁之上。a2洪积扇仅分布在冲沟的东岸， 低于a1洪积扇约10m。a3和a4洪积扇在石羊圈口子一带广泛分布， 扇面上冲沟较发育， 切割深度<1m。

石羊圈沟西岸发育3级阶地， 均被断层错断， 形成高度不等的近EW向断层陡坎(图4b， 5a)。拔河高度最大的T3阶地表面覆盖厚约1.3m的黄土， 下部地层为厚2m左右的砾石层， 底部与新近系白杨河组(N1b)砖红色泥岩夹砂岩呈角度不整合接触。实测T3阶地面拔河约26m， 断层陡坎高度约(4.8±0.5)m(图5b， c)。在冲沟西壁上断层出露于地表， 表现为白杨河组(N1b)砖红色泥岩夹砂岩逆冲到晚更新世砾石层之上， 且靠近断层位置的砾石层发生弯曲， 断层带的砖红色泥岩较破碎。激光测距仪测得断层两盘基岩顶面垂直落差约5.7m， 指示了近地表地层变形与地形变形一致(图5b)。为获得T3阶地的形成时代， 在T3阶地上覆黄土、 阶地砾石层与黄土之间的河漫滩相粉质黏土中采集了2个光释光样品(OSL-23， OSL-24)。粉质黏土底部样品年龄为(7.6±0.7)ka， 距地表60cm黄土样品年龄为(3.7±0.3)ka(图7; 表1)。由于河漫滩相粉质黏土是河床处于漫滩时期堆积的物质， 后期漫滩发生下切形成阶地， 其沉积年代可以用来逼近阶地的形成年代(Thompson et al.， 2002; Amos et al.， 2007; 张培震等， 2008)。利用蒙特卡洛拟合算法获得95%置信区间内断裂垂直滑动速率为(0.6±0.2)mm/a。 T2阶地发育于T3阶地陡坎东北侧， 断层上盘阶地面拔河约10.5m， 断层陡坎高度为(0.9±0.1)m(图5c)。T1阶地仅分布于冲沟东、 西两岸， 范围不大， 冲沟西岸断层上盘阶地面拔河约6m， 断层陡坎高约(1.3±0.2)m(图5c)。发源于T2阶地上的小冲沟流经T1阶地时， 对断层下盘的阶地面产生了侵蚀， 使得T1阶地上未经校正的断层陡坎高度大于T2阶地上的断层陡坎高度。去除侵蚀作用后， T1阶地上的断层陡坎高度约为1m， 与T2阶地断层陡坎高度一致， 说明在T1阶地形成以后， T2和T1阶地经历了相同的地震事件。为获得T2阶地和T1阶地的废弃年代， 在2个阶地的顶部黄土和河漫滩相物质中各采集1个OSL样品(OSL-11和OSL-12)， 年代测试结果分别为(7.0±0.6)ka和(2.8±0.2)ka。由于T2阶地和T1阶地同时被断错， 因此T2阶地到T1阶地之间的阶地陡坎高度代表了区域气候变化引发的河流下切量， 计算出7～3ka,BP之间的河流下切速率为1.3～0.7mm/a， 这个值远小于研究区西侧石油河全新世下切速率7.9～10mm/a(Hetzel et al.， 2006)。这可能是由于石羊圈沟上游的流域盆地规模较小， 所以受区域气候影响的幅度远小于大河流域。

冲沟东岸仅发育T1阶地， 阶地面上没有发现断层陡坎， 但冲沟东壁上可见发育2条断错至地表的逆断层， 断层倾角约为40°(图6a， b)。从图4 中可以看出T1阶地与a3洪积扇的边界走向与河流流向一致， 推测T1阶地上早期形成的断层陡坎被后期水流冲毁。东岸残留的a1期扇面上发育复合断层陡坎， 总体高度约15.6m， 其中南侧断层陡坎高度为(2.3±0.2)m(图6d)。由于a1洪积扇面被侵蚀的程度较大， 导致实测断层陡坎高度在较大程度上偏低， 本次研究不对此进行速率估算。另外， 在a3洪积扇上发育2条断层陡坎， 南侧断层陡坎高约(0.6±0.1)m(图6c)， 北侧的断层陡坎走向近EW， 坎高0.4～0.8m， 与Xu等(2010)在断裂东段小泉位置发现的1609年红崖子 级地震陡坎高度(约0.7m)一致。

3.3 丰乐河附近的阶地变形特征

丰乐河自南向北流经断裂中段， 出山口处发育4期洪积扇， 其中a1洪积扇海拔较高， 仅残留于山峰顶部， a2洪积扇主要残存于河口位置， 被河流侵蚀切割改造形成最高阶地(或台地)(T5)(图8)。a3洪积扇发育非常广泛， 而最新的a4洪积扇则分布在a3扇体最前缘， 距离丰乐河出山口约11km。杨景春等(1998)在丰乐河口划分出7级阶地， 我们共识别出了5级阶地(T5—T1阶地由高到低)， 阶地数量划分的差异可能与阶地面的划分标准有关。由于最低2级阶地人为破坏严重， 无法识别是否被断层断错， 其余阶地均被断错， 且阶地拔河越高， 垂直断距越大(图8b， 9)。

T5阶地在东西两岸均有发育， 由a2洪积扇改造形成， 西岸T5阶地顶部覆盖厚约2m的黄土， 黄土底部的砾石堆积较混杂， 呈棱角状， 可能是冰水堆积物。由于阶地边缘坡积砾石层较厚， 未见砾石层底部出露的位置。在实测地形剖面线上， 断层上盘靠近陡坎的阶地面遭受较大程度的侵蚀(图9a)。断层陡坎的坡脚被人为改造， 断层陡坎以北的阶地地形坡度为2.5°， 与现代河床的坡度(2.3°)基本一致， 说明远离断层陡坎的下盘阶地面被改造不大。断层陡坎以南的T5阶地拔河90m， 实测断层陡坎高度为(45.7±2.5)m， 由于阶地下盘被a3洪积扇覆盖， 导致实测断层陡坎高度为最低值。为获得西岸T5阶地的废弃年代， 选取保存完整的地貌面采集释光样品和10Be样品(图11)。其中， 顶部黄土盖层中采集2个OSL样品(OSL-16/17)， 人工开挖山路侧壁的砾石层中采集了1个10Be深度剖面(FLH-T5-0—5)， 剖面共有6个样品， 采样深度约达2m。由于不同岩性和大小的砾石遭受的侵蚀程度不同， 暴露历史也有差异， 导致核素浓度不同， 因此为获得相对准确的核素浓度平均值， 我们采用混合样品测试方法， 砾石数量一般在30以上， 砾石大小在2～4cm(Anderson et al.， 1996; Gosse， 2012)。由于河流砂样的核素浓度可以代表侵蚀源区地表暴露岩石核素的平均水平(Brown et al.， 1991; von Blanckenburg， 2005)， 因此对于沉积之前产生的10Be继承性核素浓度， 我们利用现代河床砾石样品(FLH-T0)或者深度剖面拟合得到的继承性核素浓度对其进行校正。

T4—T3阶地是由a3洪积扇下切形成的， 在河流两岸均有分布。断层陡坎以南， 河流西岸的T4、 T3阶地面最大拔河为42m和35m。在断层陡坎以北， T4、 T3阶地面最低拔河位置出现在陡坎附近， 分别为27m和17.4m。T4、 T3阶地垂直断错距离分别为(9.5±0.5)m和(2.5±0.5)m。 其中T3阶地在断层陡坎以南残留宽度不到20m， 阶地面略微S倾， 表面分布直径0.5～1m的花岗岩漂砾。在T3阶地面顶部河漫滩堆积的物质中采集OSL和14C样品(图7)， 测试结果分别给出的阶地上部堆积物年代为(7.3±0.4)ka,BP和6,200～5,995a,BP(表2)。河流西岸T3阶地上断层陡坎走向60°， 在阶地前缘陡坎剖面上未见断层面出露。T2阶地保存极不完整， 拔河18.5～12.3m， 无法识别T2阶地是否被断错， 但明显可以看出断层南侧砾石较大， 而北侧砾石较小(图10)。T1阶地零星分布于河床两侧， 拔河3～5m左右(图10)。

河流东岸T5—T3阶地均被断层断错， 断层陡坎走向近85°， 后期可能有河流侧向侵蚀， 实测得到的断层陡坎高度分别为(60±3)m、 (40±0.5)m和(5.4±0.5)m(图9b)。由于断层陡坎以北测线向E偏移、 洪积扇从轴部向边缘堆积厚度逐渐降低， 以及洪积扇东侧同时受流水侵蚀作用而降低高度， 导致断层陡坎以北测线坡度明显加大。另外， 断层断错高阶地使其一侧抬升， 同时也使断层陡坎的另一侧增加了沉积容纳空间， 晚期洪积物充填导致断层陡坎底部发生加积作用(Molnar et al.， 1994; Hetzel et al.， 2004)， 因而实际测量得到的断层陡坎高度要比真实值小。这2方面因素共同影响了实测断层陡坎的准确度。对于实际测量带来的影响， 由于陡坎测线距离河床较近， 我们采用与河床相同坡度的拟合线来消除测线偏离带来的误差， 以此来获得逼近真实断错陡坎的高度。除此以外， 由于差分GPS测线较短， 也会对实测断层陡坎高度有一定的影响。

另外， 丰乐河东岸T5和T4在断层陡坎前缘发生隆起， 阶地面上盘中部表现为1个下凹的槽谷地形， 继续向南测线地形坡度又开始增大。实测地形剖面上不同部位拔河高度不一， 自北向南T5阶地拔河高度分别为46m、 34.2m、 34.6m， T4阶地为31.4m、 26.6m、 30.7m(图9b)。这种现象可能存在3种解释： 第1种情况是逆冲断层的上盘地层发生牵引而形成背斜构造， 靠近断层陡坎处的褶皱隆升使得T4和T5阶地上发育近EW向的水流， 阶地面被侵蚀形成谷地。第2种情况可能是靠近河道的洪积扇轴部堆积的砂砾石较厚， 地形上洪积扇轴部也高于边缘地带， 当河流下切洪积扇形成阶地之后， 原来洪积扇上NE方向的冲沟在洪水季节仍然可能存在暂时性的流水， 流水的侵蚀使得阶地面上形成洼地。第3种情况可能是上述2种情况共同作用的结果。由于野外观测丰乐河东壁的砾石层没有发生变形， 因此我们认为第2种情况可能才是造成丰乐河东岸T4和T5阶地上盘地形起伏变化的原因。

4 结果与讨论

4.1 深度剖面拟合结果

对于丰乐河西岸T5的废弃年代， 我们利用Hidy等(2010)开发的Matlab程序对10Be深度剖面进行了计算。10Be半衰期为1.38×106a-1， 含5%的不确定性。10Be产率采用高纬度海平面10Be产率(P)4.76 atom·g-1·a-1， 基于Stone(2000)/Lal(1991)模型。对于地形遮蔽对10Be产率的影响， 利用罗盘和激光测距仪对每隔20°方位的地形坡度角进行测量。不考虑积雪覆盖对10Be产率的影响。剖面样品岩石密度为2.2～2.7g/cm3， 服从正态分布模型。不考虑地表侵蚀速率即ε为0。中子衰变长度Λ为160g/cm2(Champagnac et al.， 2010; Zheng et al.， 2013a)， 随深度变化服从正态分布， 平均值标准差为5g/cm2。黄土密度ρ为1.4g/cm3， 黄土沉积速率α采用河西走廊西段沉积速率14～18cm/ka。

数据拟合结果显示2σ(95%)置信区间范围内10Be浓度随深度呈指数型衰减。模型不考虑侵蚀速率对样品核素浓度的影响， 6个样品计算得到无黄土覆盖时砾石层顶面废弃年代和继承性核素浓度模型值分别为(29.4+4.5/-4.0)ka和(19.37+6.35/-7.01)×104atoms/g(图11)。另外， 河床混合砾石样品测试得到的10Be浓度为2.94×104atoms/g， 小于深度剖面给出的继承性浓度(图11)。Palumbo等(2011)基于区域流域盆地侵蚀速率研究给出了丰乐河河床砂的10Be浓度4.76×104atoms/g， 也比深度剖面给出的继承性浓度低(图11)。采样过程中发现河床中的砾石岩性主要为花岗岩、 砂岩、 板岩和片岩等， 但T5阶地堆积的砾石成分主要是花岗岩， 因此阶地与现代河床形成时的物源区不同， 砾石的继承性核素浓度也就不完全一致(Codilean et al.， 2014; Carretier et al.， 2015)。造成这种现象的原因可能是构造活动和气候变化引发河流袭夺， 河流物源区发生变化。综合考虑这些因素后， 我们利用T5阶地深度剖面给出的继承性核素浓度对T5阶地顶部砾石核素浓度进行校正。再经过黄土校正后T5阶地的暴露年龄为(41.44±5.05)ka。

4.2 断裂运动学速率

活动构造研究中最主要的内容之一就是断裂运动学参数的确定， 断裂滑动速率是断层活动方式和强度的直接反映， 对于理解区域构造框架至关重要， 也是大震复发频率、 定量评估区域地震危险性的基本依据， 从而更好地预防和减轻地震造成的损害(van der Woerd et al.， 2006; 任治坤等， 2014; Sarkaya et al.， 2015)。在不考虑地层增厚、 变形的情况下， 我们计算得到石羊圈位置T3阶地废弃以来的断裂垂直平均滑动速率为(0.6±0.2)mm/a。丰乐河西岸T5阶地的断错距离为(45.7±2.5)m， 10Be深度剖面限定的阶地面废弃年代为(41.44±5.05)ka， 由此限定的T5阶地废弃以来的断裂垂直平均滑动速率为(1.1±0.2)mm/a。西岸T3阶地顶部堆积的河漫滩物质， 光释光和14C样品测年结果分别为(7.3±0.4)ka,BP和6,200～5,995a,BP(图7)， 结合T3阶地被垂直断错约(2.5±0.5)m， 得到断裂垂直平均滑动速率为(0.4±0.1)mm/a。由于全新世地质体经历的时间较短， 较小的年龄误差就会造成较大的滑动速率偏差(较小时间范围内侵蚀等外动力作用明显)(任治坤等， 2014)， 我们认为丰乐河西岸T5阶地限定的断裂垂直滑动速率可能更加准确。对比前人关于祁连山北缘逆断带晚更新世—全新世以来的垂直滑动速率研究， 旱峡-大黄沟断裂垂直滑动速率约为 0.25mm/a(Zheng et al.， 2013a)、 玉门断裂垂直滑动速率为0.18～0.25mm/a(闵伟等， 2002)、 榆木山垂直隆升速率0.4～0.8mm/a(Palumbo et al.， 2009; 郑文俊， 2009； Seong et al.， 2011)、 张掖逆的垂直滑动速率0.4～0.9mm/a(Hetzel et al.， 2004)， 我们获得的佛洞庙-红崖子晚更新世以来的断裂垂直滑动速率与其几乎一致。综合石羊圈出露的断层剖面以及洪水坝河东壁断层实测产状(S∠46°)(国家地震局地质研究所等， 1993; Meyer et al.， 1998)， 我们认为佛洞庙-红崖子断裂的倾角大约为40°～50°， 这与Meyer等(1998)给出的东北缘地区逆断裂倾角(45°±15°)一致。由此我们获得了佛洞庙-红崖子断裂晚更新世以来的缩短速率为0.9～1.3mm/a。

4.3 区域构造变形讨论

印度板块与欧亚板块发生碰撞， 在青藏高原及周边地区产生了广泛的新生代地壳变形， 2板块之间的相对缩短速率为37～40mm/a(Wang et al.， 2001)， 其中喜马拉雅前缘逆断裂带吸收了(18±2)mm/a(Bilham et al.， 1997)， 仍有约20mm/a的地壳缩短被高原内部和高原北部的变形所吸收(Zhang et al.， 2004)。青藏高原东北缘地区在印欧板块碰撞的远程效应下形成了多排褶皱山系， 形成了中国西部特有的盆-山构造体系， 背斜褶皱带和内部走滑断裂共同吸收了印欧板块会聚的部分地壳缩短(Meyer et al.， 1998; Métivier et al.， 1998; Tapponnier et al.， 2001)。Zheng等(2013a)认为阿尔金断裂越过祁连山之后左旋滑动速率的衰减量基本上被酒西盆地周缘及内部构造变形所吸收。那么， 位于其东侧的酒东盆地及祁连山北缘构造带就可能是高原向N扩展的产物， 对其进行深入研究对于理解高原最新的构造变形非常重要。GPS 10a尺度观测结果显示， 横跨祁连山西段整体的缩短速率为5～7mm/a(Zhang et al.， 2004; Zheng et al.， 2013b)。但印欧板块会聚速率具体如何在祁连山地区被吸收， 祁连山构造带内部及周缘逆断裂在吸收构造变形过程中的作用仍没有很好研究。随着青藏高原的向外生长， 在高原的周围形成了多个前陆盆地(河西走廊盆地、 四川盆地以及西瓦里克盆地)， 这些前陆盆地标志着高原扩展的前锋带部位(Wang et al.， 2014)。以下选择位于高原东北部的河西走廊前陆盆地为研究区， 以祁连山北缘断裂晚第四纪的活动特征为出发点， 结合GPS 10a尺度观测数据， 讨论高原扩展前锋带在整个东北缘构造变形中的作用。

位于酒东盆地南缘、 祁连山北麓的佛洞庙-红崖子断裂是1条全新世活动断裂， 断裂晚更新世以来的垂直滑动速率约为1.1mm/a， 水平缩短速率为0.9～1.3mm/a。除酒东盆地南缘发育活动断裂以外， 河西走廊盆地北缘同样由多条活动断裂(金塔南山断裂和合黎山断裂)构成， Zheng等(2013a， c)获得了金塔南山断裂和合黎山断裂的垂直滑动速率分别为(0.11±0.03)mm/a和0.2～0.5mm/a， 考虑到探槽揭露的断层倾角近70°， 2条断裂的缩短速率分别为 0.01mm/a和0.01～0.16mm/a， 因此酒东盆地北缘断裂晚更新世以来的最小缩短速率为0.1～0.2mm/a， 结合本次研究得到的佛洞庙-红崖子断裂的缩短速率为0.9～1.3mm/a， 酒东盆地整体地壳缩短速率为1.0～1.5mm/a。

另外， 我们对垂直区域构造线且横跨酒东盆地和哈拉湖一线方向进行了地形剖面提取， 剖面线方向为N35°E， 总长度近600km， 以地形剖面线为中心， 100km为廊带宽度， 对GPS台站和地震震级>4的小震数据进行挑选， 绘制沿地形剖面方向的GPS速度剖面及地震深度剖面(图1， 12)。虽然哈拉湖段近150km范围内缺少GPS台站， 但从GPS速度剖面分析结果来看， 横跨祁连山西段的GPS速度剖面似乎呈线性衰减(图12a)。另外， Zheng等(2013b)切过祁连山中东段的GPS速度剖面也似乎表明GPS数据穿过祁连山造山带呈线性衰减， 显示出高原变形以分布式变形为主(Wang et al.， 2001; Zhang et al.， 2004)。柴达木盆地南缘与阿拉善地块之间的GPS缩短速率约为8mm/a， 其中柴达木盆地内部共吸收了约 2.2mm/a的地壳缩短， 指示了目前柴达木盆地内部及柴北缘断裂非常活动(Elliott et al.， 2011)， 这与小震剖面的观测结果一致(图12b， c)。位于北祁连的G147和G144台相对于酒东盆地南缘的G142台之间沿剖面线方向的缩短速率近(0.8±0.3)mm/a， 这与本次研究得到的酒东盆地南缘佛洞庙-红崖子断裂晚更新世以来的地质缩短速率0.9～1.3mm/a几乎一致。另外， 河西走廊盆地与阿拉善地块之间10a尺度的GPS缩短速率约为1.4mm/a， 与地质缩短速率几乎一致。目前酒东盆地内部没有关于其他活动断裂的相关报道， 相比酒西盆地内部发育多组活动断裂(北大河逆断裂、 阴洼山断裂和新民堡断裂)， 这3条断裂地壳缩短速率之和约为 0.5mm/a(Hetzel et al.， 2002; 闵伟等， 2002)。因此， 我们认为酒东盆地内部的隐伏断裂或褶皱变形也会吸收部分酒东盆地内部的地壳缩短(Li et al.， 1998)， 酒东盆地总体地壳缩短速率约占整个祁连山地块缩短速率的20%， 地壳的缩短应该是本区地震活动性强烈的动力来源。

5 结论

通过航、 卫片解译及野外调查， 我们将祁连山北缘中段山麓洪积扇划分为4期， 其中年代最老的a1洪积扇主要位于山体的顶部， a2—a3洪积扇分布在河口和山前， a4洪积扇堆积在a3扇体中间或前缘。除a4洪积扇之外， 其它3期洪积扇均被佛洞庙-红崖子活动断裂断错。断裂西段石羊圈沟西侧3级阶地面的地形测量结果表明， T3阶地被断错约 4.8m， T2和T1阶地断错陡坎的高度均为1m， 可能是最新一次地震事件的产物。释光定年结果给出了T3阶地的废弃年龄为(7.6±0.7)ka， 由此获得全新世早期以来的断裂垂直平均滑动速率为(0.6±0.2)mm/a。另外， 断裂中段丰乐河口共发育5级阶地面， 除最新的T1和T2阶地无法识别是否被错断外， 其余阶地均被错断， 且阶地面拔河越高， 形成的断层陡坎高度越大。西岸T5阶地断错高度为(45.7±2.5)m， 10Be深度剖面限定的阶地面废弃年龄为(41.44±5.05)ka， 由此得到约40ka以来断裂的垂直平均滑动速率约为1.1mm/a。T3阶地被垂直断错约(2.5±0.5)m， 综合OSL和14C给出的T3阶地顶部的堆积年龄6～7.3ka， 断裂垂直平均滑动速率为(0.4±0.1)mm/a。考虑到断裂倾角大约为40°～50°， 长时间尺度的断裂缩短速率为0.9～1.3mm/a。

佛洞庙-红崖子断裂晚更新世以来的垂直滑动速率约为1.1mm/a， 地壳缩短速率为0.9～1.3mm/a， 与GPS观测结果一致， 酒东盆地及南、 北缘断裂的地壳缩短速率为1.0～1.5mm/a， 约占整个祁连山构造带地壳缩短的20%， 这样的构造缩短可能是该区现今地震活动性依然强烈的原因。

致谢 感谢郑文俊研究员、 黄伟亮博士及江国彦博士在论文撰写与数据处理过程中、 王昌盛和吕延武在OSL和10Be样品处理过程中提供的帮助， 以及审稿专家对文章修改提出的宝贵意见。

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A PRELIMINARY STUDY ABOUT SLIP RATE OF MIDDLE SEGMENT OF THE NORTHERN QILIAN THRUST FAULT ZONE SINCE LATE QUATERNARY

YANG Hai-bo YANG Xiao-ping HUANG Xiong-nan

(Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano， Institute of Geology，China Earthquake Administration， Beijing 100029， China)

Abstract：The Fodongmiao-Hongyazi Fault belongs to the forward thrust fault of the middle segment of northern Qilian Shan overthrust fault zone， and it is also the boundary between the Qilian Shan and Jiudong Basin. Accurately-constrained fault slip rate is crucial for understanding the present-day tectonic deformation mechanism and regional seismic hazard in Tibet plateau. In this paper， we focus on the Shiyangjuan site in the western section of the fault and the Fenglehe site in the middle part of the fault. Combining geomorphic mapping， topographic surveys of the deformed terrace surfaces， optically stimulated luminescence(OSL)dating， terrestrial cosmogenic nuclide dating and radiocarbon(14C)dating methods， we obtained the average vertical slip rate and shortening rate of the fault， which are ～1.1mm/a and 0.9～1.3mm/a， respectively. In addition， decadal GPS velocity profile across the Qilian Shan and Jiudong Basin shows a basin shortening rate of～1.4mm/a， which is consistent with geological shortening rates. Blind fault or other structural deformation in the Jiudong Basin may accommodate part of crustal shortening. Overall crustal shortening rate of the Jiudong Basin accounts for about 1/5 of shortening rate of the Qilian Shan. The seismic activity of the forward thrust zone of Tibetan plateau propagating northeastward is still high.

Key words：slip rate， terrestrial cosmogenic nuclide， GPS， Hexi corridor， Qilian Shan

doi：10.3969/j.issn.0253- 4967.2017.01.002

〔收稿日期〕2015-11-26收稿， 2016-06-17改回。

〔基金项目〕中国地震活动断层探察-南北地震带北段项目(20140823)资助。
*通讯作者： 杨晓平， 男， 研究员， E-mail: yangxiaoping-1@163.com。

中图分类号：P315.2

文献标识码：A

文章编号：0253-4967(2017)01-0020-23

〔作者简介〕杨海波， 男， 1989年生， 2016年于中国地震局地质研究所获构造地质学专业硕士学位， 现为在读博士研究生， 主要从事活动构造和新构造方面的研究， E-mail： yanghaibo2015@gmail.com。