引用本文
郭鹏, 韩竹军, 姜文亮, 毛泽斌. 青藏高原东北缘冷龙岭断裂全新世左旋滑动速率[J]. 地震地质, 2017,39(2): 323-341.
GUO Peng, HAN Zhu-jun, JIANG Wen-liang, MAO Ze-bin. HOLOCENE LEFT-LATERAL SLIP RATE OF THE LENGLONGLING FAULT, NORTHEASTERN MARGIN OF THE TIBETAN PLATEAU[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(2): 323-341.  
Doi:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.02.005
Permissions
Copyright©2017, 《地震地质》编辑部
《地震地质》编辑部 所有
青藏高原东北缘冷龙岭断裂全新世左旋滑动速率
郭鹏1, 韩竹军1,*, 姜文亮1,2, 毛泽斌1,3
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.中国地震局地壳应力研究所, 地壳动力学重点实验室, 北京 100085
3.中国地质大学(北京), 地球科学与资源学院, 北京 100083;
*通讯作者: 韩竹军, 男, 研究员, E-mail:zjhan0904@163.com。

〔作者简介〕 郭鹏, 男, 1989年生, 2013年毕业于山东科技大学地质工程专业, 获学士学位, 现为中国地震局地质研究所在读硕士研究生, 主要从事活动构造等方面的研究, 电话: 18813111575, E-mail:guopengpoli@163.com。

收稿日期: 2015-12-06
基金项目: 中国地震局地震行业科研专项(201408023)与中国地震局地壳应力研究所基本科研业务专项(ZDJ2015-16)共同资助
摘要

冷龙岭断裂是青藏高原东北缘1条重要的左旋走滑断裂, 断裂滑动速率对于青藏高原东北缘构造形变的动力学研究以及认识断裂的活动习性和地震危险性具有重要意义。但是, 冷龙岭断裂的滑动速率仍然存在较大争议, 被限定在3~24mm/a 一个较为宽泛的范围内。文中以青海省门源县他里花沟上游走滑断裂断错地貌现象较为典型的牛头沟地区(37.440,2°N, 102.094,0°E)和柴陇地区(37.447,3°N, 102.063,0°E)作为研究对象, 采用地基LiDAR获取的高分辨率DEM和高精度Google Earth卫星影像对断错地貌进行了位错演化模式分析和位错量的恢复测量, 结合地貌面上开挖地层探坑和剥离新鲜地层剖面上的年代样品采集与测试, 确定了断错地貌面的废弃年代。在牛头沟地区和柴陇地区得到的滑动速率分别为(6.4±0.7)mm/a和(6.6±0.3)mm/a, 2个研究地区获得的结果存在较好的一致性。考虑到滑动速率的误差范围, 认为冷龙岭断裂全新世以来的左旋滑动速率为(6.4±0.7)mm/a, 该滑动速率介于前人采用地质方法获得的结果中间, 也在InSAR得到的滑动速率4.2~8mm/a 范围内, 但比GPS速率((4.0±1.0)mm/a)稍大。祁连-海原断裂带弧形分布的晚第四纪滑动速率在冷龙岭地区达到最大, 青藏高原东北缘在该地区最强烈的隆升也从1个侧面证实了冷龙岭断裂在调节青藏高原相对于戈壁-阿拉善地块向E运动方面所处的重要地位。

关键词: 冷龙岭断裂; 滑动速率; 全新世; 青藏高原东北缘
中图分类号:P315.2 文献标识码:A 文章编号:0253-4967(2017)02-0323-19
HOLOCENE LEFT-LATERAL SLIP RATE OF THE LENGLONGLING FAULT, NORTHEASTERN MARGIN OF THE TIBETAN PLATEAU
GUO Peng1, HAN Zhu-jun1, JIANG Wen-liang1,2, MAO Ze-bin1,3
1.Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2.Key Laboratory of Crustal Dynamics, Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085, China
3.School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China
Abstract

The Lenglongling Fault(LLLF)is a major active left-lateral strike-slip fault along the northeastern margin of the Tibetan plateau. Fault slip rate is of great significance for researching the dynamics of tectonic deformation in NE Tibetan plateau and understanding the activity and seismic risk of the fault. However, slip rate of the LLLF, which remains controversial, is limited within~3~24mm/a, a relatively broad range. Taking Niutougou site(37.440,2°N, 102.094,0°E)and Chailong site(37.447,3°N, 102.063,0°E)in the upstream of Talihua gully in Menyuan County, Qinghai Province as the research objects, where faulted landform is typical, we analyzed the displacement evolution model and measured the slip amounts by back-slip of the faulted landform using high-resolution DEM from Terrestrial LiDAR and high-precision satellite images of Google Earth, and by collecting and testing samples from stratigraphic pit excavated in the faulted landform surface and stripping fresh stratigraphic section, we determined the abandonment age of the surface. Holocene slip rate obtained from Niutougou site and Chailong site is(6.4±0.7)mm/a and(6.6±0.3)mm/a, respectively, which have a good consistency. Taking into account the error range of the slip rate, the left-lateral slip rate of the LLLF is(6.6±0.8)mm/a since Holocene, which is between the previons results from geological method, also within the slip rate range of 4.2~8mm/a from InSAR, but slightly larger than that from GPS((4.0±1.0)mm/a). Late Quaternary slip rate of Qilian-Haiyuan fault zone, which displays an arc-shape distribution, turns to be the largest in LLLF region. The most intensive uplift in the LLLF region of the NE Tibetan plateau confirms the important role of the LLLF in accommodating the eastward component of movement of Tibetan plateau relative to the Gobi-Ala Shan block from one side.

Keyword: Lenglongling Fault; slip rate; Holocene; northeastern Tibetan plateau
0 引言

冷龙岭断裂是青藏高原东北缘1条重要的左旋走滑断裂, 与托莱山断裂、 金强河断裂、 毛毛山断裂、 老虎山断裂、 海原断裂等一起组成祁连-海原断裂带(Zheng et al., 2013); 该断裂带在调节青藏高原相对于戈壁-阿拉善地块向E运动方面起着关键性作用(图1; Gaudemer et al., 1995)。断裂滑动速率的确定有助于理解该断裂在青藏高原东北缘构造形变中所起的作用以及地壳缩短和走滑运动在吸收板块会聚中的相对重要性, 更好地约束青藏高原构造形变的动力学机制(Molnar et al., 1975; Avouac et al., 1993; England et al., 1997)。断裂滑动速率代表断裂的长期和平均活动水平, 反映了断裂上应变能累计的速率(张培震等, 2008)。 确定冷龙岭断裂滑动速率也有助于更好地认识该断裂的活动习性和地震危险性。

图1 青藏高原东北缘活动断裂分布图
断裂位置据邓起东等(2002); 红色区段代表祁连-海原断裂带; CMF 昌马断裂; TLSF 托莱山断裂; LLLF 冷龙岭断裂; JQHF 金强河断裂; MMSF 毛毛山断裂; LHSF 老虎山断裂; HYF 海原断裂; GLF 古浪断裂; ML-DMYF 民乐-大马营断裂; YMSF 榆木山断裂; LSHF 龙首山断裂; FDM-HYZF 佛洞庙-红崖子断裂; RYSF 日月山断裂; ELSF 鄂拉山断裂Fig. 1 Map showing distribution of active faults in NE Tibetan plateau.

相对于1920年发生过MS8.5地震的海原断裂, 冷龙岭断裂研究程度较低。Gaudemer等(1995)提出冷龙岭、 金强河、 毛毛山、 老虎山断裂所在的区段是祁连-海原断裂带的1个地震空区(天祝地震空区)。受交通不便和工作条件的限制, 前人实际调查的地点局限在门源至武威的县级公路与冷龙岭断裂交会的区段(101.83° ~101.98° ), 断裂滑动速率也没有得到很好的限制, 前人将该区段晚第四纪滑动速率限定在3~24mm/a 这个较为宽泛的范围内(Gaudemer et al., 1995; 何文贵等, 2000, 2010; Lasserre et al., 2002; Zheng et al., 2013)。

那么, 导致这种认识的差异的原因是什么?是否存在位错量的测量误差或者年代学方法的适用性问题?如何合理地评估地质尺度上的断裂滑动速率误差?冷龙岭断裂及其周缘断裂滑动速率的协调性如何?基于这些问题, 我们在综合分析1︰200, 000地质图、 1︰50, 000地形图、 Google Earth卫星影像的基础上, 对冷龙岭断裂进行了野外地质地貌填图, 选取他里花沟上游走滑断裂断错地貌现象较为典型的牛头沟地区(37.440, 2° N, 102.094, 0° E)和柴陇地区(37.447, 3° N, 102.063, 0° E)作为研究对象, 采用地基LiDAR获取的高分辨率DEM和高精度Google Earth卫星影像对断错地貌进行了位错演化模式分析和位错量的恢复测量, 结合地貌面地层探坑和剥离的新鲜地层剖面上的年代样品采集与测试, 确定了断错地貌面的废弃年代, 进而限定了冷龙岭断裂全新世以来的左旋滑动速率。

1 地质背景

冷龙岭断裂沿着东祁连山山脉分水岭分布, 断裂西端与托莱山断裂相连, 东端与古浪断裂及金强河断裂相接, 再向东为毛毛山断裂、 老虎山断裂和海原断裂(图1)。断裂长约120km, 线性特征明显, 东起于羊盘场附近, 沿着东祁连山山脉分水岭向西延伸, 经他里花沟、 讨拉沟、 宁缠河、 水管河、 老虎沟、 冷龙岭两主峰以及白水河, 西止于硫磺沟西侧(图2)。断裂总体走向 N110° ~115° E, 晚第四纪时期主要表现为左旋走滑运动, 局部兼具倾滑分量(Gaudemer et al., 1995)。虽然该断裂活动性研究程度较低, 但一般认为断裂在全新世活动强烈, 沿断裂带形成了一系列断错地貌, 如水系、 山脊、 冰碛垄的同步左旋位错现象(何文贵等, 2000, 2010; Lasserre et al., 2002)。

图2 冷龙岭断裂分布图
断裂分布据何文贵等, 2000; Zheng et al., 2013和地质部甘肃省地质局①Fig. 2 Distribution map of Lenglongling Fault.

冷龙岭断裂晚第四纪滑动速率存在较大争议。Gaudemer等(1995)在SPOT卫星影像上识别出冷龙岭断裂宁缠丫豁地区(240± 40)m的冰川谷边缘位错, 并认为形成于末次冰盛期之后(20~14ka, BP), 推测冷龙岭断裂的滑动速率为(15± 5)mm/a。Lasserre等(2002)对该地点进行了实地考察, 通过对冰川谷边缘和侧碛的位错恢复测量, 并结合侧碛脊部冰碛物的原地宇宙成因核素年龄, 得到冷龙岭断裂的滑动速率为(19± 5)mm/a。何文贵等(2000)沿冷龙岭断裂获得72个左旋位错值, 依据不同级别位错量与其估计的位错累计起始时间计算出中更新世以来该断裂各时段的水平滑动速率: 2.14~4.64mm/a(中更新世)、 2.86~4.07mm/a(晚更新世)和3.35~4.62mm/a(全新世)。何文贵等(2010)给出的断裂晚更新世晚期滑动速率为(4.3± 0.7)mm/a和全新世为(3.9± 0.36)mm/a。Zheng等(2013)在讨拉柴陇的河流阶地上开展工作后得到的全新世滑动速率为(4.4± 0.7)mm/a。

1986年8月26日在冷龙岭断裂西北边发生了门源MS6.4地震, 1927年古浪MS8.0地震发生在断裂东北边(Gaudemer et al., 1995; Xu et al., 2010), 断裂历史上没有发生过MS≥ 7.0地震(顾功叙, 1983)。何文贵等(2010)曾对冷龙岭断裂古地震进行了初步研究, 开挖或剥离了2个断层剖面, 结合历史文献, 综合判定冷龙岭断裂发生过3次古地震事件, 最后1次事件发生在公元1540年, 地表破裂带长约20km。总体来看, 冷龙岭断裂地震地质研究程度还很低, 这也与冷龙岭地区第四纪地质及工作条件有关。祁连山冷龙岭大部分地区的海拔高度在4, 000m以上, 最低海拔在3, 650m以上。冷龙岭断裂主要发育在前新生代基岩中, 大部分地段地形地貌反差强烈, 侵蚀作用强烈, 因此, 断裂沿线晚第四纪地层不很发育, 一些地段冰水堆积或冰碛物堆积较为常见。康建成等(1992)、 史正涛等(2000)、 赵井东等(2001)对于冷龙岭地区晚第四纪冰碛物进行了一些14C和ESR(电子自旋共振)的测年研究, Lasserre等(2002)在讨拉沟和宁缠河地区分出了4期主要的冰水沉积物。

图3 讨拉沟— 他里花沟地区地质图及研究区位置
改自地质部甘肃省地质局资料①Fig. 3 Geological map in Taolagou-Talihuagou region and research site.

2 他里花沟上游断错地貌现象与滑动速率

冷龙岭断裂东部的他里花沟上游地区虽然地处2省交界的高海拔地区, 但地势起伏相对平缓, 晚第四纪冲积相堆积物得到了较好的保存(图3)。他里花沟上游分出3条主要支流(图2, 3), 中间的牛头沟地区以及西侧的柴陇地区向分水岭地带又可分出多条小冲沟, 这些冲沟及其两侧山脊在穿越冷龙岭断裂的地段均表现出不同程度的左旋位错现象(图4)。因此, 本文选取他里花沟上游走滑断裂断错地貌较为典型的牛头沟地区和柴陇地区作为研究对象(图3), 借助于三维激光扫描仪和高精度Google Earth卫星影像, 对研究地区断裂滑动速率进行了精细的定量研究。

图4 他里花沟上游牛头沟地区断错地貌解译图
卫星影像来自Google Earth@2013Fig. 4 Faulted landform interpretation map of Niutougou site in the upstream of Talihua gully (Satellite image is from Google Earth@2013).

2.1 牛头沟地区

2.1.1 断错地貌特征

在牛头沟地区, 可见4条大致由北向南流动的冲沟(图4), 它们依次穿越断裂, 最终汇聚到一起成为牛头沟1条主要的支流。该地区发育1期广泛分布的冲洪积台地, 在牛头沟地区发育的层状地貌面中, 台地面分布面积最广, 且海拔高度大致相当。最西侧a, b 2条冲沟在断裂南侧汇聚, 其间联合沟谷的条带状台地跨断裂分布, 断裂南侧的台地面相对北侧整体高出约1m。冲沟b右岸发育1级只分布在断裂上游的高漫滩, 拔河高度约0.5m。4条冲沟两侧阶地整体上不很发育, 只在冲沟d可分辨出3级阶地, 其中T3、 T2阶地不很发育, 只保存在断裂上游, 分布范围有限; T1阶地跨断裂分布, 保存相对较好。

牛头沟地区地貌断错现象明显。4条冲沟(a、 b、 c和d)及其夹持的条带状台地均被左旋位错(图4)。最西侧联合沟谷的条带状台地面被冷龙岭断裂拦腰斜向切割, 台地面上可见宽4~5m的断层凹槽或地表破裂带, 条带状台地面被左旋变形成 “ S” 形, 两侧的冲沟也可见同步的左旋位错现象, 其中又以东侧的冲沟b位错较为典型(图5a)。中间的冲沟c被断裂左旋错断, 形成1个断尾沟和1个断头沟, 断裂左旋运动在该处堵塞上游流水, 在坎前形成1个断塞塘堆积, 顶部叠加了后期冲洪积物(图5b)。断头沟东侧的山脊及冲沟d因断裂的左旋滑动发生相应的同步扭曲(图5c)。在冲沟d中, 断裂下游错入沟道的右岸阶地受流水冲刷侵蚀, 阶地T3、 T2未能保存; 阶地T1上断裂通过处可见凹槽, 断裂上游T1阶地的宽度比下游略宽, 冲沟沟谷在穿过断裂时也有扭曲变形的现象(图5d)。冲沟d左岸的沟壁上可见地表破裂带(图5d)。

图5 牛头沟地区典型断错地貌Fig. 5 Typical faulted landform in Niutougou site area.

2.1.2 滑动速率

2.1.2.1 位错演化模式分析

牛头沟地区以横跨断裂被冲沟a、 b夹持的条带状冲洪积台地和冲沟b左旋位错现象最为典型(图4, 5a)。该条带状台地地势平坦, 是牛头沟地区分布最广的1个层状地貌面, 在断裂两侧均有分布, 且拔河高度基本相当。因此, 可以认为当条带状台地面脱离沉积环境时, 台地面两侧沟谷的下游沟段开始下切和发育演化。冲沟下游沟段开始出现的时间应该对应着条带状台地停止接受沉积的时间。也就是说, 现今冲沟下游沟段及其条带状台地面所显示的位错量, 是条带状台地面形成以来的累积位移。通过条带状台地面和冲沟下游沟段位错量的恢复测量以及台地面脱离沉积的废弃年代测定, 即可确定断裂的滑动速率。

2.1.2.2 位错量恢复测量

使用地基LiDAR(Rigel VZ-1000三维激光扫描仪)对研究区条带状台地和东侧冲沟b进行了激光雷达扫描(图4), 获取相关的点云数据, 提取去除植被、 分辨率为0.1m的高分辨率DEM(图6; Digital Elevation Model数字高程模型)。为了获得位错量, 使用Zielke等(2010, 2012)基于MATLAB编程语言开发出的一种使用高分辨率DEM测量位错的测量工具(LaDiCaoz软件)。该测量工具可以通过DEM切片以及横向恢复滑动(back-slip)来确定准线性地貌特征(例如, 河道、 冲积扇边缘)的横向位移量, 提高测量的精度和准确度(任治坤等, 2014)。

条带状冲洪积台地和东侧冲沟下游沟段发生同步左旋位错, 以台地东侧陡坎和冲沟沟谷的地形剖面为位错标志进行恢复测量。在位错测量过程中, 首先确定了断层的位置和走向、 断层两侧沟道的趋势以及地形剖面的位置(图6a); 测量工具通过垂直或者水平拉伸、 移动断层两侧的位错地形剖面使其获取最佳匹配、 重叠的位置, 水平移动的量即为地貌标志的水平位错量(图6b); 通过合理地恢复原始地形(Zielke et al., 2012)获取最佳位错量68m、 最大位错量73m、 最小位错量63m, 以及最佳位错恢复图(图6c)。由此将冲洪积台地的位错量限定为(68± 5)m。

图6 基于LiDAR的条带状台地位错恢复测量图
a 条带状台地和东侧冲沟b的山体阴影图, 浅蓝色线段为断层位置, 黄色线段为陡坎与冲沟在断层两侧的趋势方向, 红色线段和蓝色线段为台地东侧陡坎与冲沟沟谷的地形剖面位置; b 原始陡坎与沟谷地形剖面图(上)、 恢复后的陡坎与沟谷地形剖面图(中)及位错量拟合度分布图(下); c 条带状台地和东侧冲沟b的最佳位错恢复图Fig. 6 Back-slip map of banded platform based on LiDAR.

图7 牛头沟条带状台地与相邻2条同步左旋位错冲沟(Ⅰ )及其恢复(Ⅱ )图Fig. 7 Banded platform and two synchronously left-lateral offset gullies in Niutougou site(Ⅰ )and back-slip map(Ⅱ ).

冲洪积台地位错量的不确定性还来自冲沟流水的冲刷侵蚀作用对错入沟道的下游台地的影响。然而, 一方面, 断裂上游冲沟b沟床的宽度加上高漫滩的宽度与断裂下游沟床的宽度基本一致, 表明冲沟流水对冲洪积台地并未产生明显的冲刷侵蚀。这可能是因为研究地区气候干旱, a、 b冲沟临近分水岭地带, 上游汇水盆地较小, 冲沟中水量较少; b冲沟在穿越断裂前先发生1次拐折(图7-Ⅰ ), 这可能会使流水在穿越断裂时的侵蚀作用相对减弱; 在7— 9月份的雨季, 我们在研究地区实地考察也发现, a、 b冲沟中仅有很小的细流, 这可能不足以对高达20m、 以粗粒堆积物为主的冲洪积台地产生较大的侵蚀。另一方面, 通过该地区高精度Google Earth卫星影像对2支相邻冲沟b、 c以及条带状台地进行位错恢复(图7), 结果显示2支冲沟与台地的位错量存在较好的一致性, 均为68m; 2支冲沟发源于同一山体的山间沟槽中, 下切到同一期的冲洪积台地(图4), 可以认为2支冲沟是同期下切形成的, 累积断裂位错量应该是相同的, 因此, 位错恢复得到的冲沟b、 c以及条带状台地的位错量是合理的。

2.1.2.3 位错开始的时间约束

牛头沟地区冲洪积台地沉积特征相似, 由晚第四纪松散堆积层组成, 以浅黄色砂砾石层为主, 顶部有土壤层。在冲沟a接近冲沟b的地段, 于冲沟a左岸可见高约3m的冲洪积台地上部地层露头剖面(图8)。为限定条带状台地的废弃年代, 即台地顶面脱离沉积的年代, 选取含黄土、 粉-细砂细颗粒物质较多、 岩性均匀的作为采样层位, 在剖面上距台地顶面0.8m、 2.2m的2个层位上采取2个光释光(OSL)年代样品(图8)。在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室进行测试, 结果显示台地顶部0.8m处沉积物的OSL年代为(11.6± 0.5)ka, 2.2m处沉积物的OSL年代为(13.1± 0.5)ka(表1)。2个样品的年代顺序与采样层位一致, 即上层沉积物比下层的沉积年代晚。距顶面0.8m处沉积物的沉积年代((11.6± 0.5)ka)只能限定条带状台地废弃年代的上限, 台地实际的废弃年代比11.6ka晚。为此, 我们通过2个层位的OSL年代数据估算冲洪积台地1个大致的沉积速率为1.07m/ka, 根据这一沉积速率推算台地顶部沉积物的沉积年代为(10.7± 0.5)ka。

图8 冲沟a、 b之间冲洪积台地上部地层剖面及采样位置Fig. 8 Stratigraphic section and sampling locations in the top of the alluvial-pluvial platform between gullies a and b.

表1 冲沟a、 b之间冲洪积台地光释光样品测年结果 Table1 OSL dating results of the alluvial-pluvial platform between gullies a and b

图9 冲沟b、 c之间冲洪积台地上部地层剖面及采样位置Fig. 9 Stratigraphic section and sampling locations in the top of the alluvial-pluvial platform between gullies b and c.

在野外同样可见冲沟b、 c之间的冲洪积台地上部地层露头剖面(图9), 在距台地顶面2.0m的层位上采取1块 14C样品(图9)。在美国BATA实验室进行测试, 结果显示14C样品年代为距今(13, 515± 60)a(表2), 这与冲沟a、 b之间的条带状台地上距顶面2.2m处的OSL年代(13.1± 0.5)ka具有较好的一致性。由此可见, 在牛头沟地区冲洪积台地2个采样地点, 通过采集2种类型的样品, 在不同实验室获得的测年结果是可以相互验证的。

2.1.2.4 滑动速率估算

通过条带状台地顶部2个光释光年代数据以及估算的沉积速率获得条带状台地顶面的沉积年代为(10.7± 0.5)ka, 这一沉积年代接近台地实际的废弃年代; 条带状台地自废弃以来累计的位错量为(68± 5)m, 根据年代与位错量的对应关系, 得到冷龙岭断裂全新世以来左旋滑动速率为(6.4± 0.7)mm/a。

2.2 柴陇地区

2.2.1 断错地貌特征

冷龙岭断裂在柴陇地区表现为1条清晰的地表破裂带(图10a, 11)。在该地区中间地段的1条冲沟以较大角度穿过断裂(图10), 断裂上游冲沟2沟壁邻近基岩山体出山口, 冲沟以下切作用为主, 侧蚀作用弱, 阶地发育不完整, 只发育1级阶地, 且分布不连续。冲沟左岸可见1个斜向陡坎, 陡坎的延伸方向与沟壁以及断裂下游的阶地陡坎的延伸方向均不一致, 推测陡坎为山坡流水的侵蚀陡坎。依据对阶地陡坎、 阶地面的保存程度、 阶地的相对高度的分析, 断裂下游左岸可分出4级冲洪积阶地(图11b)。阶地陡坎、 阶地面整体表现为形成时间越晚, 保存程度越好, 侵蚀程度越弱; 各级阶地的分布范围有限, 沿断裂的宽度都在数十m范围内, 阶地之间高差相对较小。T2/T1阶地陡坎保存最好, 陡坎坡度最陡, 与断裂的交点清晰, T2阶地相对于T1阶地高约2m; T3/T2阶地陡坎整体保存较好, 只在近断裂处陡坎坡度较缓, T3阶地相对于T2阶地高约1.5m, 因此, T3、 T2、 T1阶地界线清晰, 阶地范围易于识别; T4/T3阶地陡坎与T4阶地后缘陡坎保存较差, 陡坎坡度较缓, 只在靠近冲沟的地方陡坎保存较完整, 这可能是因为长期来自山坡的流水对靠近山脊的陡坎侵蚀作用较强以及冲积扇对陡坎的掩盖作用, 陡坎保存相对较差, 远离山脊的地方侵蚀作用相对较弱, 陡坎保存相对较好, 因此, T3、 T4只在靠近冲沟的区段界线清晰, 靠近断裂的区段界线模糊。

图10 柴陇地区地震地表破裂带及断错地貌解译图
卫星影像来自Google Earth@2013Fig.10 Earthquake surface rupture zone and faulted landform interpretation map in Chailong site.

图11 柴陇地区地震地表破裂带(a)及典型断错地貌(b)Fig.11 Earthquake surface rupture zone(a)and typical faulted landform(b)in Chailong site.

冲沟2壁以及现代沟床被同步左旋位错, 位错量约为8m, 可能为最新1次断裂活动的作用结果; 冲沟下切形成的一系列阶地被断裂依次左旋位错, 由于断裂的左旋滑动使断裂下游的右岸阶地错入沟道, 阶地受流水的长期冲刷侵蚀未被保存; 相反, 断裂下游的左岸阶地被错离沟道, 靠近断裂的陡坎受到上游地貌、 地质体的保护未受明显侵蚀而保存相对较好。冲沟东侧山坡上发育1个冲积扇, 扇体跨过断裂但未见断裂错断的迹象, 表明冲积扇形成于最新1次事件之后, 扇体将地表破裂带掩盖。扇体东侧同样表现出线性特征清晰的断层陡坎与断层凹槽。

2.2.2 滑动速率

2.2.2.1 位错演化模式分析

综上所述, 冲沟近垂直穿过冷龙岭断裂, 断裂上游冲沟基本上被限制在狭窄的基岩山谷中, 除了断续分布的T1阶地, 未发育其他阶地; 断裂下游错入沟道的右岸阶地被流水冲刷侵蚀, 未被保存, 错离沟道的左岸阶地受到上游地貌、 地质体的保护, 依次发育了4级阶地, 阶地陡坎的位错也较好地得以保留。该冲沟的演化模式符合Zhang等(2007)提出的山前断裂河流阶地的演化模式以及Cowgill(2007)论述的 “ 上阶地重建模型” (Upper-terrace reconstruction), 即错离河道一侧上阶地的废弃年代更接近阶地陡坎累计位错的起始时间。通过确定阶地陡坎的位错量以及上阶地的废弃年代即可确定断裂滑动速率。

2.2.2.2 位错量恢复测量

在Google Earth卫星影像上对各级阶地陡坎进行位错恢复测量(图12), 考虑到卫星影像的分辨率(0.9m)以及阶地陡坎与断裂交点的清晰程度, 我们测得现代沟床、 T2/T1阶地陡坎、 T3/T2阶地陡坎、 T4/T3阶地陡坎的位错量分别为(8± 1)m、 (25± 2)m、 (55± 3)m和(90± 5)m。另外, 各级阶地陡坎位于错离沟道一侧, 可以认为阶地陡坎自形成以来所受流水的冲刷侵蚀影响不大。在这里我们以保存程度较好、 位错量较大的T3/T2阶地陡坎作为确定断裂滑动速率的位错标志。

图12 柴陇地区阶地陡坎位错恢复图Fig.12 Terrace riser back-slip map in Chailong site.

表2 牛头沟地区b、 c冲沟之间冲洪积台地和柴陇地区T3阶地14C样品测试结果 Table2 14C dating results of the alluvial-pluvial platform between gullies b and c in Niutougou Site and Terrace T3 in Chailong Site

2.2.2.3 位错开始的时间约束

为确定T3/T2阶地陡坎累计位错的起始时间, 在T3阶地上靠近前缘陡坎开挖1个深度为1.6m的探坑, 采取14C样品来限定阶地的废弃年代(图13)。探坑揭露了T3阶地的沉积特征, 根据剖面沉积学特征, 可以认为灰绿色砾石层(U4)应为阶地废弃之前的沉积物, 其上厚约0.05m的灰黑色含砾砂土层(U3)为T3阶地形成之后的古土壤层。棕黄色含砾砂土层(U2)很可能为阶地废弃之后冲洪积扇台地上的面状流水堆积, 顶部为现今土壤层(U1)。因此, 在灰绿色砾石层靠近该层顶部地段采集了2个14C样品, 在美国BATA实验室进行测试, 结果显示经树轮校正后的样品年龄分别为8, 205~8, 375a和5, 915~6, 000a(表2)。由于探坑中现代植物根系较为发育, 考虑到可能存在的年轻化污染, 因此, 我们取距今时间较长的8, 205~8, 375a样品年龄作为砾石层的沉积年代, 那么, 可以将T3阶地的下切废弃年代限定在距今(8, 290± 85)a。从青藏高原东部和北部气候变化的区域研究上对比分析, 阶地的形成时期可以对应于比现今更温暖、 更湿润的早全新世气候最适宜期(约6~9ka, BP)。

图13 T3阶地探坑剖面及采样位置Fig.13 Test pit section and sampling location in terrace T3.

2.2.2.4 滑动速率估算

结果显示, T3/T2阶地陡坎的位错量为(55± 3)m, T3阶地的废弃年代为距今(8, 290± 85)a, 那么, 可以将阶地陡坎累计位错的对应时间限定在距今(8, 290± 85)a, 由此可得冷龙岭断裂全新世左旋滑动速率为(6.6± 0.3)mm/a。

在牛头沟地区和柴陇地区得到的断裂滑动速率分别为(6.4± 0.7)mm/a和(6.6± 0.3)mm/a, 2个地区获得的结果存在较好的一致性。考虑到滑动速率的误差范围, 将范围较大的滑动速率(6.4± 0.7)mm/a作为冷龙岭断裂全新世以来的左旋滑动速率。

3 讨论
3.1 与本地区同类研究结果的比较分析

本文得到的滑动速率(6.4± 0.7)mm/a与现今学者对冷龙岭断裂及其祁连-海原断裂带相对较低的滑动速率(< 10mm/a)的认识(Duvall et al., 2010; Hetzel, 2013; Zheng et al., 2013)相符, 与InSAR得到的滑动速率4.2~8mm/a(Cavalié et al., 2008)之间也有较好的一致性, 但比Lasserre等(2002)和Gaudemer等(1995)的研究结果10~24mm/a小, 比Zheng等(2013)和何文贵等(2010)的研究结果3.9~4.4mm/a稍大(图14)。Hetzel等(2002)根据青藏高原北缘一系列阶地的宇宙成因核素暴露年代, 认为中亚地区保留的地貌特征很有可能老于通常认为的末次冰盛期, Gaudemer等(1995)推测冷龙岭断裂宁缠丫豁地区冰川谷形成于末次冰盛期之后(20~14ka, BP), 由此估算的滑动速率存在偏大的可能性。Lasserre等(2002)只在断裂北侧发现清楚的侧碛脊部与断裂的交点, 在断裂南侧并没有发现与之对应的交点, 只是把从基岩中被冰川切出的陡坡与断层的交点作为位错点, 我们实地考察也发现Lasserre等(2002)得到的应该是基岩脊的位错量, 并不是侧碛形成之后实际累计的位错量, 也导致滑动速率偏大。何文贵等(2000)通过72条冲沟的统计得到不同期次的位错量, 而且位错量的累计起始时间没有直接的年代数据, 只是1个估计年龄, 研究结果可能存在较大的不确定性。何文贵等(2010)和Zheng等(2013)在利用讨拉柴陇断错河流阶地进行滑动速率估算时, 在相应的阶地上并没有直接的年代数据, 而是引用康建成等(1992)在岗什卡滩Ⅰ 级冰水扇阶地剖面上获取的年代数据, 所获得的结果也存在一定的不确定性。

图14 祁连-海原断裂带及各断裂段滑动速率分布图(修改自Zheng et al., 2013)Fig.14 Slip rate distribution map of the Qilian-Haiyuan fault zone and each fault segment(Adapted after Zheng et al., 2013).

3.2 地质速率与GPS速率对比分析

通过GPS观测台站能够获得青藏高原主要断裂的现今滑动速率(Bendick et al., 2000; 张培震等, 2003; Zhang et al., 2004), 但是断裂的GPS速率与地质尺度上的速率并非总是保持一致。Zheng等(2013)采用Gan等(2007)的GPS数据, 跨过整个祁连山垂直祁连-海原断裂构建GPS速度剖面, 其中剖面B覆盖冷龙岭断裂(图1), 获得其滑动速率为(4.0± 1.0)mm/a。我们在冷龙岭断裂获得的全新世以来滑动速率(6.4± 0.7)mm/a 比GPS速率稍大。一般而言, 如果断裂处于地震周期末端, 从标准位错模型中得到的大地测量速率可能会低于断裂长期滑动速率(Chevalier et al., 2005); 而刚发生过大震的断裂GPS速率与地质速率基本一致, 如海原断裂(Li et al., 2009)和东昆仑断裂带(Kirby et al., 2007)。同时, 大部分地震周期模型表明震间应变在震间周期中可能发生变化(Vernant, 2015), 相应地, 短期的断层加载速率可能随时间而发生变化(Liu-Zeng et al., 2007)。因此, 我们认为冷龙岭断裂全新世以来的滑动速率比GPS速率稍大也是一种正常的现象。

3.3 祁连-海原断裂带滑动速率分布特征

包括冷龙岭断裂在内的祁连-海原断裂带的晚第四纪滑动速率和GPS速率分布呈现出较好的弧形分布, 从西段0~2mm/a向中段增加到4~5mm/a, 随后向东到达东端减小至0~2mm/a(Duvall et al., 2010; Zheng et al., 2013)。结合本文的研究结果, 托莱山断裂西段的滑动速率为 (1.0± 0.2)mm/a, 东段为3~4mm/a(Yuan et al., 2008); 冷龙岭断裂滑动速率为(6.4± 0.7)mm/a(本文); 毛毛山断裂和老虎山断裂滑动速率为3.37~5.54mm/a(何文贵等, 1994); 海原断裂滑动速率为(4.5± 1.0)mm/a(Li et al., 2009); 海原断裂东端滑动速率为0~2mm/a。因此, 从托莱山断裂西端向东滑动速率逐渐增大, 到冷龙岭断裂地区滑动速率达到最大值, 随后由于古浪断裂的滑动分解, 毛毛山、 老虎山、 海原断裂滑动速率有所减小, 直到断裂带东端滑动速率被六盘山地区吸收转化。Zheng等(2013)指出祁连-海原断裂带、 阿尔金断裂带具有相似的滑动速率分布, 即滑动速率在断裂中部达到最大, 并在中部较大范围内保持一致; 同样, Harkins等(2010)对东昆仑断裂带滑动速率的研究中得到相似的结论。然而, 祁连-海原断裂带与阿尔金断裂带、 东昆仑断裂带在几何特征上有所不同, 在102.2° E处古浪断裂的滑动分解应该使得祁连-海原断裂带滑动速率向E减小。因此, 祁连-海原断裂带的滑动速率在冷龙岭地区达到最大, 随后由于古浪断裂的滑动分解使其滑动速率向东相应减小的分布模式更为合理。青藏高原东北缘在冷龙岭地区最强烈的隆升也从1个侧面说明了该地区在调节青藏高原相对于戈壁-阿拉善地块向E运动方面所处的重要地位。

3.4 气候对地貌演化的影响

一般认为, 地貌演化受气候变化影响较为明显(Bull, 1991)。本文获取的地貌年代数据显示祁连山东段冷龙岭断裂牛头沟地区发育1期形成年代约为10.7ka, BP的冲洪积台地, 西侧海拔较高的讨拉沟和宁缠河谷中也发育1期形成年代约为10.3ka, BP的冰碛堆积物(Lasserre et al., 2002)。Hetzel(2013)对祁连山西段的逆冲断裂、 阿尔金断裂、 海原断裂、 老虎山断裂地区的阶地形成年代数据进行汇总, 认为在9~10ka, BP左右的时间段内形成一系列的阶地。依据年代数据和青藏高原古气候变化记录, 这些冰碛物、 阶地和台地形成于新仙女木期后末次冰消期(约10ka, BP), 早于早全新世气候最适宜期(6~9ka, BP)。通常, 冰碛物是由于气候变暖导致高海拔冰川消融而使其携带的物质发生沉积形成的, 相应地, 冰川融水使河道中的水流量明显增大, 引起低海拔河流下切形成阶地或者台地。高海拔冰川消融与低海拔河流下切具有同步性, 冰碛物与河流阶地、 冲洪积台地的形成时间也可以相互对应。因此, 在新仙女木期后末次冰消期(约10ka, BP), 青藏高原东北缘地区广泛发育1期晚第四纪堆积物, 形成一系列冰碛物、 冲洪积台地和河流阶地。

4 结论

本文通过在青海省门源县他里花沟上游走滑断裂断错地貌较为典型的牛头沟地区和柴陇地区的野外地质地貌填图、 高分辨率DEM和高精度Google Earth卫星影像上的断错地貌位错演化模式分析和位错量恢复测量以及地貌面的定年, 并结合对前人研究结果的分析和总结, 得到以下几点认识:

(1)牛头沟地区条带状冲洪积台地和东侧下切冲沟的下游沟段存在同步左旋位错现象, 在地基LiDAR获取的高分辨率DEM上, 通过对冲沟沟谷的地形剖面恢复测量得到的位错量为(68± 5)m; 在高精度Google Earth卫星影像上, 对相邻2支冲沟位错量的恢复测量也得到较为一致的结果; 柴陇地区错离沟道一侧阶地陡坎位错量的恢复测量显示现代沟床、 T2/T1阶地陡坎、 T3/T2阶地陡坎、 T4/T3阶地陡坎的位错量分别为(8± 1)m、 (25± 2)m、 (55± 3)m和(90± 5)m。

(2)在牛头沟地区分布最广的冲洪积台地上部新鲜地层露头剖面上, 采集的光释光样品和14C样品将台地脱离沉积的废弃年代限定在(10.7± 0.5)ka, 该台地与讨拉沟和宁缠河地区发育的冰碛物以及青藏高原东北缘多个地区的堆积物在形成时间上的同步性, 表明青藏高原东北缘在新仙女木期后末次冰消期(约10ka)广泛发育1期堆积物; 柴陇地区T3阶地探坑中的14C定年将阶地废弃年代限定为(8, 290± 85)a, 阶地的形成时期可以对应于比现今更温暖、 更湿润的早全新世气候最适宜期(6~9ka)。

(3)依据断错地貌的位错量与地貌面废弃年代的对应关系, 在牛头沟地区和柴陇地区得到的滑动速率分别为(6.4± 0.7)mm/a和(6.6± 0.3)mm/a, 2个研究地区获得的结果存在较好的一致性。考虑到滑动速率的误差范围, 冷龙岭断裂全新世以来的左旋滑动速率为(6.4± 0.7)mm/a, 该滑动速率介于前人采用地质方法获得的结果中间, 也在InSAR得到的滑动速率4.2~8mm/a范围内, 但比GPS速率((4.0± 1.0)mm/a)稍大。祁连-海原断裂带弧形分布的晚第四纪滑动速率在冷龙岭地区达到最大, 青藏高原东北缘在该地区最强烈的隆升也从1个侧面说明了冷龙岭断裂在调节青藏高原相对于戈壁-阿拉善地块向E运动方面所处的重要地位。

致谢 在野外工作中得到青海省地震局苏旭高级工程师和门源县地震局杨玉霞局长的大力支持, 在地基LiDAR扫描和数据处理过程中得到中国地震局地壳应力研究所博士后焦其松和硕士研究生康帅的帮助, 审稿专家对本文提出了建设性意见, 特此致谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
1 戴华光, 陈永明, 苏向洲, 等. 1999. 天桥沟-黄羊川活动断裂带的几何学和运动学特征[J]. 西北地震学报, 21(3): 259—267.
DAI Hua-guang, CHEN Yong-ming, SU Xiang-zhou, et al. 1999. Geometry and kinematics characteristics of Tianqiaogou-Huangyangchuan active fault zone[J]. Northwestern Seismological Journal, 21(3): 259—267(in Chinese). [本文引用:1]
2 邓起东, 张培震, 冉勇康, 等. 2002. 中国活动构造基本特征[J]. 中国科学(D 辑), 32(12): 1020—1030.
DENG Qi-dong, ZHANG Pei-zhen, RAN Yong-kang, et al. 2002. Basic characteristics of active tectonics of China[J]. Science in China(Ser D), 46(4): 356—372. [本文引用:1]
3 顾功叙. 1983. 中国地震目录(公元前1831年—公元1969年)[Z]. 北京: 科学出版社.
GU Gong-xu. 1983. Catalogue of Chinese Earthquakes(1831 BC—1969 AD)[Z]. Scince Press, Beijing(in Chinese). [本文引用:1]
4 国家地震局地质研究所, 宁夏回族自治区地震局. 1990. 海原活动断裂带 [M]. 北京: 地震出版社. 99—138.
Institute of Geology, State Seismological Bureau, Ningxia Seismological Bureau. 1990. Haiyuan Active Fault System [M]. Seismological Press, Beijing. 99—138(in Chinese). [本文引用:1]
5 何文贵, 刘百篪, 袁道阳, 等. 2000. 冷龙岭活动断裂的滑动速率研究[J]. 西北地震学报, 22(1): 90—97.
HE Wen-gui, LIU Bai-chi, YUAN Dao-yang, et al. 2000. Research on slip rates of the Lenglongling active fault zone[J]. Northwestern Seismological Journal, 22(1): 90—97(in Chinese). [本文引用:2]
6 何文贵, 吕太乙. 1994. 老虎山断裂带的分段性研究[J]. 西北地震学报, 16(3): 66—72.
HE Wen-gui, LÜ Tai-yi. 1994. Study on the segmentation of Laohushan fault zone[J]. Northwestern Seismological Journal, 16(3): 66—72(in Chinese). [本文引用:1]
7 何文贵, 袁道阳, 葛伟鹏, 等. 2010. 祁连山活动断裂带中东段冷龙岭断裂滑动速率的精确厘定[J]. 地震, 30(1): 131—137.
HE Wen-gui, YUAN Dao-yang, GE Wei-peng, et al. 2010. Determination of the slip rate of the Lenglongling Fault in the middle and eastern segments of the Qilian Mountain active fault zone[J]. Earthquake, 30(1): 131—137(in Chinese). [本文引用:2]
8 康建成, 朱俊杰, 陈宏凯. 1992. 祁连山冷龙岭南坡晚第四纪冰川演化序列[J]. 冰川冻土, 14(4): 352—359.
KANG Jian-cheng, ZHU Jun-jie, CHEN Hong-kai. 1992. Late Quaternary glacial sequence on the south slope of the Lenglongling, Qilian Mountains[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 14(4): 352—359(in Chinese). [本文引用:1]
9 任治坤, 陈涛, 张会平, 等. 2014. LiDAR技术在活动构造研究中的应用[J]. 地质学报, 88(6): 1196—1207.
REN Zhi-kun, CHEN Tao, ZHANG Hui-ping, et al. 2014. LiDAR survey in active tectonics studies: An introduction and overview[J]. Acta Geologica Sinica, 88(6): 1196—1207(in Chinese). [本文引用:1]
10 史正涛, 张世强, 周尚哲, 等. 2000. 祁连山第四纪冰碛物的ESR测年研究[J]. 冰川冻土, 22(4): 353—357.
SHI Zheng-tao, ZHANG Shi-qiang, ZHOU Shang-zhe, et al. 2000. Study of ESR dating of Quaternary Moraine, Qilian Mountains[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 22(4): 353—357(in Chinese). [本文引用:1]
11 张培震, 李传友, 毛凤英. 2008. 河流阶地演化与走滑断裂滑动速率[J]. 地震地质, 30(1): 44—57.
ZHANG Pei-zhen, LI Chuan-you, MAO Feng-ying. 2008. Strath terrace formation and strike-slip faulting[J]. Seismology and Geology, 30(1): 44—57(in Chinese). [本文引用:1]
12 张培震, 王敏, 甘卫军, 等. 2003. GPS观测的活动断裂滑动速率及其对现今大陆动力作用的制约[J]. 地学前缘, 10(S): 81—92.
ZHANG Pei-zhen, WANG Min, GAN Wei-jun, et al. 2003. Slip rates along major active faults from GPS measurements and constraints on contemporary continental tectonics[J]. Earth Science Frontiers, 10(S): 81—92(in Chinese). [本文引用:1]
13 赵井东, 周尚哲, 史正涛, 等. 2001. 祁连山东段冷龙岭南麓白水河冰碛物ESR测年研究[J]. 兰州大学学报: 自然科学版, 37(4): 110—117.
ZHAO Jing-dong, ZHOU Shang-zhe, SHI Zheng-tao, et al. 2001. ESR dating of glacial tills of Baishuihe River on the southern slope of Lenglongling in the eastern part of Qilian Mountains[J]. Journal of Lanzhou University(Natural Sciences), 37(4): 110—117(in Chinese). [本文引用:1]
14 Avouac J P, Tapponnier P. 1993. Kinematic model of active deformation in central Asia[J]. Geophysical Research Letters, 20(10): 895—898. [本文引用:1]
15 Bendick R, Bilham R, Freymueller J, et al. 2000. Geodetic evidence for a low slip rate in the Altyn Tagh fault system[J]. Nature, 404(6773): 69—72. [本文引用:1]
16 Bull W B. 1991. Geomorphic Response to Climatic Change [M]. Oxford University Press, New York: 326. [本文引用:1]
17 Burchfiel B C, Zhang P Z, Wang Y P, et al. 1991. Geology of the Haiyuan fault zone, Ningxia-Hui Autonomous Region, China, and its relation to the evolution of the northeastern margin of the Tibetan plateau[J]. Tectonics, 10(6): 1091—1110. [本文引用:1]
18 Cavalié O, Lasserre C, Doin M P, et al. 2008. Measurement of interseismic strain across the Haiyuan Fault(Gansu, China), by InSAR[J]. Earth and Planetary Science Letters, 275(3-4): 246—257. doi: DOI:10.1016/j.epsl.2008.07.057. [本文引用:1]
19 Chevalier M L, Ryerson F J, Tapponnier P, et al. 2005. Slip-rate measurements on the Karakorum Fault may imply secular variations in fault motion[J]. Science, 307(5708): 411—414. [本文引用:1]
20 Cowgill E. 2007. Impact of riser reconstructions on estimation of secular variation in rates of strike-slip faulting: Revisiting the Cherchen River site along the Altyn Tagh Fault, NW China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 254(3-4): 239—255. doi: DOI:10.1016/j.epsl.2006.09.015. [本文引用:1]
21 Duvall A R, Clark M K. 2010. Dissipation of fast strike-slip faulting within and beyond northeastern Tibet[J]. Geology, 38(3): 223—226. doi: DOI:10.1130/g30711.1. [本文引用:2]
22 England P, Molnar P. 1997. Active deformation of Asia: From kinematics to dynamics[J]. Science, 278(5338): 647—650. [本文引用:1]
23 Gan W J, Zhang P Z, Shen Z K, et al. 2007. Present-day crustal motion within the Tibetan plateau inferred from GPS measurements[J]. Journal of Geophysical Research, 112(B8): B08416. doi: DOI:10.1029/2005jb004120. [本文引用:1]
24 Gaudemer Y, Tapponnier P, Meyer B, et al. 1995. Partitioning of crustal slip between linked, active faults in the eastern Qilian Shan, and evidence for a major seismic gap, the ‘Tianzhu gap’, on the western Haiyuan Fault, Gansu(China)[J]. Geophysical Journal International, 120(3): 599—645. [本文引用:4]
25 Harkins N, Kirby E, Shi X, et al. 2010. Millennial slip rates along the eastern Kunlun Fault: Implications for the dynamics of intracontinental deformation in Asia[J]. Lithosphere, 2(4): 247—266. doi: DOI:10.1130/l85.1. [本文引用:1]
26 Hetzel R. 2013. Active faulting, mountain growth, and erosion at the margins of the Tibetan plateau constrained by in situ-produced cosmogenic nuclides[J]. Tectonophysics, 582: 1—24. doi: DOI:10.1016/j.tecto.2012.10.027. [本文引用:1]
27 Hetzel R, Niedermann S, Tao M X, et al. 2002. Low slip rates and long-term preservation of geomorphic features in Central Asia[J]. Nature, 417(6887): 428—432. [本文引用:1]
28 Kirby E, Harkins N, Wang E Q, et al. 2007. Slip rate gradients along the eastern Kunlun Fault[J]. Tectonics, 26(2): TC2010doi: DOI:10.1029/2006tc002033. [本文引用:1]
29 Lasserre C, Gaudemer Y, Tapponnier P, et al. 2002. Fast late Pleistocene slip rate on the Leng Long Ling segment of the Haiyuan Fault, Qinghai, China[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth(1978-2012), 107(B11): 2276. [本文引用:3]
30 Lasserre C, Morel P H, Gaudemer Y, et al. 1999. Postglacial left slip rate and past occurrence of M≥8 earthquakes on the western Haiyuan Fault, Gansu, China[J]. Journal of Geophysical Research, 104(B8): 17633—17651. doi: DOI:10.1029/1998jb900082. [本文引用:1]
31 Li C Y, Zhang P Z, Yin J H, et al. 2009. Late Quaternary left-lateral slip rate of the Haiyuan Fault, northeastern margin of the Tibetan plateau[J]. Tectonics, 28(5): TC5010doi: DOI:10.1029/2008tc002302. [本文引用:2]
32 Liu-zeng J, Klinger Y, Xu X W, et al. 2007. Millennial recurrence of large earthquakes on the Haiyuan Fault near Songshan, Gansu Province, China[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 97(1B): 14—34. doi: DOI:10.1785/0120050118. [本文引用:1]
33 Mériaux A S, Ryerson F J, Tapponnier P, et al. 2004. Rapid slip along the central Altyn Tagh Fault: Morphochronologic evidence from Cherchen He and Sulamu Tagh[J]. Journal of Geophysical Research, 109(B6): B06401. doi: DOI:10.1029/2003jb002558. [本文引用:1]
34 Molnar P, Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision[J]. Science, 189(4201): 419—426. [本文引用:1]
35 Vernant P. 2015. What can we learn from 20 years of interseismic GPS measurements across strike-slip faults?[J]. Tectonophysics, 644—645: 22—39. doi: DOI:10.1016/j.tecto.2015.01.013. [本文引用:1]
36 Xu X W, Yeats R S, Yu G H. 2010. Five short historical earthquake surface ruptures near the Silk Road, Gansu Province, China[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 100(2): 541—561. doi: DOI:10.1785/0120080282. [本文引用:1]
37 Yuan D Y, Champagnac J D, Ge W P, et al. 2011. Late Quaternary right-lateral slip rates of faults adjacent to the Lake Qinghai, northeastern margin of the Tibetan plateau[J]. Geological Society of America Bulletin, 123(9-10): 2016—2030. doi: DOI:10.1130/b30315.1. [本文引用:1]
38 Yuan D Y, Zhang P Z, Ge W P, et al. 2008. Late Quaternary strike-slip features along the western segment of Haiyuan-Qilianshan Fault, NE Tibetan plateau [C]. In: American Geophysical Union, Fall Meeting 2008. San Francisco, CA: AGU. [本文引用:1]
39 Zhang P Z, Molnar P, Burchfiel B C, et al. 1988 a. Bounds on the Holocene slip rate of the Haiyuan Fault, north-central China[J]. Quaternary Research, 30(2): 151—164. [本文引用:1]
40 Zhang P Z, Molnar P, Xu X W. 2007. Late Quaternary and present-day rates of slip along the Altyn Tagh Fault, northern margin of the Tibetan plateau[J]. Tectonics, 26(5): TC5010doi: DOI:10.1029/2006tc002014. [本文引用:1]
41 Zhang P Z, Molnar P, Zhang W Q, et al. 1988 b. Bounds on the average recurrence interval of major earthquake along the Haiyuan Fault in north-central China[J]. Seismological Research Letters, 59(3): 81—89. [本文引用:1]
42 Zhang P Z, Shen Z K, Wang M, et al. 2004. Continuous deformation of the Tibetan plateau from global positioning system data[J]. Geology, 32(9): 809—812. doi: DOI:10.1130/g20554.1. [本文引用:1]
43 Zhang W Q, Jiao D C, Zhang P Z, et al. 1987. Displacement along the Haiyuan Fault associated with the great 1920 Haiyuan, China, earthquake[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 77(1): 117—131. [本文引用:1]
44 Zheng W J, Zhang P Z, He W G, et al. 2013. Transformation of displacement between strike-slip and crustal shortening in the northern margin of the Tibetan plateau: Evidence from decadal GPS measurements and late Quaternary slip rates on faults[J]. Tectonophysics, 584: 267—280. doi: DOI:10.1016/j.tecto.2012.01.006. [本文引用:4]
45 Zielke O, Arrowsmith J R, Ludwig L G, et al. 2010. Slip in the 1857 and earlier large earthquakes along the Carrizo Plain, San Andreas Fault[J]. Science, 327(5969): 1119—1122. [本文引用:1]
46 Zielke O, Arrowsmith J R. 2012. LaDiCaoz and LiDARimager—MATLAB GUIs for LiDAR data hand ling and lateral displacement measurement[J]. Geosphere, 8(1): 206—221. doi: DOI:10.1130/ges00686.1. [本文引用:1]