苏木图背斜位于贺兰山西麓断裂的北段(图1)。该背斜的西翼被断裂错断, 是前人判定贺兰山西麓断裂左旋走滑性质的最有力证据。从航片解译结果来看, 该背斜出露3个标志层, 在地表呈条带状高地, 在断层东盘出露连续并发生了同步弯曲变形, 跨断层之后发生中断, 地貌形态显示有2个标志层向N发生了偏移, 位移达820m, 前人据此判断贺兰山西麓断裂具有左旋走滑性质(图2)。

图 2

Fig. 2

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	图 2 前人航片解译的苏木图背斜西翼左旋错断①(① 宁夏回族自治区地震局, 2005, 贺兰山西麓断裂古地震精细研究报告（内部资料）。)Fig. 2 Sinistral offset on west wing of anticline from previous interpretation of air photos.

为了核实这一证据, 对该背斜开展了大比例尺地质填图。填图结果显示, 苏木图背斜的轴向近SN, 东西两翼大致对称, 并向N倾伏(图3)。背斜形态只在北段显示清楚, 向南为第四纪洪积物和风沙所覆盖, 显示不清, 鲜有露头。填图区发育3组地层: 清水营组砖红色砂岩夹泥岩、 砾岩; 干河沟组灰白色砂砾岩、 青灰色砾石层、 浅红色细砂及黏土层; 以及晚第四纪的洪积砾石层、 风积物。苏木图背斜由清水营组和干河沟组组成, 在断层东盘形态完整, 出露3个标志层, 其中标志层a为干河沟组中1层灰白色砂砾岩夹层, 向下和清水营组砖红色砂岩平行不整合接触; 而标志层b和标志层c位于清水营组之中, 分别为紫红色泥质砾岩和灰白色钙质砂岩夹层(图4)。由于3个标志层的岩性比砂岩胶结好、 坚硬, 抗风化能力强, 在地表凸起, 显示出清楚的空间展布形态。

图 3

Fig. 3

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	图 3 苏木图背斜地质简图Fig. 3 Geological sketch of Sumutu anticline.

图 4

Fig. 4

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	图 4 苏木图背斜标志地层照片Fig. 4 Photographs of stratigraphic markers in Sumutu anticline.

苏木图背斜内的3个标志层只在断裂东盘出露, 前人在断层西盘所谓的a、 c标志层并不存在, 而是晚第四纪的洪积台地, 在航卫片上的形态和色调上与标志层a相似, 而被误认为断裂西侧背斜的标志层a。断裂西侧残留的洪积台地表面平坦, 由青灰色砾石层组成, 厚约2m, 层理发育, 近水平, 和下伏清水营组砖红色砂岩呈角度不整合接触关系(图4b)。因此, 前人判断苏木图背斜西翼被左旋错断, 只是在地貌上的一种假象。据此, 无法得到贺兰山西麓断裂左旋走滑运动的结论。

在断裂西盘受风沙掩埋的影响, 在背斜西翼并没有发现3个标志层的踪迹, 只有零星分布的清水营组砖红色砂岩的露头。事实上, 干河沟组和清水营组的界线是1个非常显著的标志, 该界线两侧岩性由松散的砂岩变为胶结良好的砂砾岩, 颜色由砖红色变为灰白色、 青灰色。而且干河沟组为青灰色砂砾层夹浅红色细砂和黏土层, 和清水营组地层在岩性上差别明显。如果断裂是左旋走滑运动, 那么, 该界线或者干河沟组地层应该在西盘更偏N的位置出露, 3个标志层附近的断裂西盘地层应该是干河沟组分布。但是, 调查结果表明, 在断层西盘偏N位置并没有发现该界线的存在, 断层附近出露的地层也不是干河沟组, 仍然是清水营组的砂岩。这表明该断裂不可能发生左旋走滑运动。

在西盘断层附近, 标志层a向W延伸处为晚第四纪的小洪积扇, 其上一些小冲沟的2壁仍然出露砖红色砂岩, 沿着断裂向N, 由于风沙覆盖, 地层出露不清。但是向W距离断裂600m处, 1条冲沟的北壁同样出露清水营组砖红色砂岩(图5)。剖面右上部存在1个冲刷面, 充填第四纪冲洪积物, 岩性为青灰色砂砾石层, 局部发育水平层理。剖面中的砖红色砂岩发生变形, 产状为350° ∠9° 。该处为填图区断层西盘的清水营组最北的露头剖面, 表明西盘的干河沟组和清水营组的界线还在该点的以北位置。由于以北为沙漠的边缘区, 没有再能发现露头剖面。对比西盘所有露头清水营组地层的产状, 走向相近, 显示仍是背斜西翼的组成部分。根据该点地层的走向, 向E延伸到断层位置, 发现相对于东盘清水营组砂岩, 地层已向N整体偏离约800m, 而清水营组和干河沟组的界线还要偏北。

图 5

Fig. 5

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	图 5 苏木图背斜西侧清水营组剖面Fig. 5 Cross section of Qingshuiying Formation west of Sumutu anticline.

根据断层西盘砖红色砂岩向N偏移的事实, 可以判断贺兰山西麓断裂发生了右旋走滑运动, 若以清水营组和干河沟组的界线偏移来推测, 右旋走滑位移≥ ⁸00m。

野外工作中可根据走滑断裂附近的派生构造来判断主断层的水平运动性质(朱志澄, 1999)。在贺兰山西麓断裂附近发育派生的张性节理, 主要分布在谢家坟子、 折腰山、 塔塔水的高台地上(图6)。在谢家坟子, 断层从T₄高台地的前缘通过, 走向近SN, 形成高约20余m的断层陡坎, 高台地之上为中更新世的洪积物, 底部为1层强胶结的坚硬砾岩, 其下为白垩纪砾岩、 泥岩。根据小苏海图同级别T₄台地表面上宇宙核素暴露年龄测试结果, T₄台地形成于距今316.84ka。在断裂附近, 台地上密集发育多条NE向的张裂隙或正断层, 延伸数十m到300m, 和主断层交角为30° ~50° 。以张裂隙居多, 沿着裂隙在地表多形成小沟槽, 其内植被较密集, 形成条带, 在地表显示明显。在切割高台地的冲沟两壁, 发育陡直的张裂隙, 与地表的条带相对应(图6a)。正断层只发育在台地北侧, 和主断层交角较小, 接近30° , 在地表表现为断层陡坎, 高度在数十cm之内。在折腰山的T₃台地上, 断层切割了T₃台地并形成高近20m的断层陡坎, 陡坎走向近SN。在断层东盘T₃台地上, 断裂附近发育一些小断层陡坎, 走向NE, 和主断层夹角约20° ~30° , 最长约500m, 多为数十m, 延伸不连续, 陡坎高度1~2m(图6b)。在塔塔水T₄高台地上, 也存在类似的构造现象, 在高台地断层附近发育次级正断层, 在地表表现为断层陡坎, 走向NE, 延伸长度为100~400m, 陡坎高0.5~1.5m, 与主断层夹角约30° 。这些高台地上发育的张裂隙和断层陡坎, 紧邻主断裂陡坎, 走向和主陡坎夹角接近45° , 延伸不远便消失, 陡坎高度远小于断层主陡坎(图6c)。

图 6

Fig. 6

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	图 6 贺兰山西麓断裂附近的派生张节理 a 谢家坟子; b 折腰山; c 塔塔水Fig. 6 Secondary tensional joints near the Helan Shan west-piedmont fault.

根据岩石力学和构造地质学的基本原理, 走滑断裂在剪应力的作用下, 在主断层附近产生派生应力场(朱志澄, 1999)。在派生主压应力和主张应力的控制下, 会在主断层附近形成1组共轭的剪节理、 张节理和小褶皱等派生构造(图7)。S1和S2是1组共轭剪节理, 二者共轭角通常为60° ~70° 。S1剪节理与主断层呈大角度相交, 剪切方向和主断层相反。S2与主断层小角度(一般< ¹5° )相交, 剪切方向与主断层走滑方向一致, 角顶指向本盘运动方向。T为局部张节理, 与主断层呈大角度相交、 延伸不长, 常表现为一系列正断层组成, 走向与派生主张应力方向垂直, 其顶角指示本盘运动方向。D为局部挤压褶皱, 走向与张节理T的走向垂直。

图 7

Fig. 7

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	图 7 走滑断层及其派生节理和小褶皱示意图(据朱志澄, 1999) F 主断层; σ 1派生应力场主压应力轴; σ 2派生应力场主张应力轴; S1, S2剪节理; T 张节理; D 小褶皱面; 右下图为应变椭球体Fig. 7 Sketch of derived joints and small folds near the strike slip faults(from ZHU Zhi-heng, 1999).

显然, 贺兰山西麓断裂附近发育的张裂隙和次级正断层符合走滑断裂附近派生的T型张节理的特征。这些次级构造和主断裂的锐角指向本盘运动方向, 显示贺兰山西麓断裂具有右旋走滑运动性质。鉴于3个地点在空间上沿着断裂相间分布, 表明该现象并非某点一孤立的现象, 而是具有一定的普遍性。因此, 认为贺兰山西麓断裂具有右旋走滑性质。

在走滑断裂的端部, 存在2种类型的调整区, 其力学性质决定于所在盘的滑向: 在滑向一端形成挤压区, 发育褶皱和逆冲断层; 在滑离一端形成拉张区, 发育正断层(朱志澄, 1999)。例如, 在海原断裂东南端发育的褶皱及逆冲断层, 就是断裂南盘向E滑动对端部挤压的结果(国家地震局地质研究所等, 1990)。可见, 走滑断裂端部构造的性质和所在盘的运动方向具有对应关系, 既可根据走滑断裂所在盘的运动方向判断端部构造的性质, 也可根据端部构造的性质来推测所在盘的运动方向。

在贺兰山西麓断裂南段, 断裂走向由近SN向转为NW向, 向南消失于奥陶系之中。距断裂末端之西约4km处, 发育1条走向NE向的正断层。该断层在长流水沟与上海之间展布, 在地貌上有着较清晰显示, 断层长约5km。在长流水沟附近, 形成于晚更新世的洪积扇上(T₂台地)发育清楚的断层陡坎(图8); 陡坎高约1.5m, 向北过银巴公路后逐渐消失, 显示不清。洪积扇内发育的冲沟跨陡坎未见水平错动, 且其阶地之上不发育断层陡坎。在长流水沟以南, 断层为奥陶系和第四系的分界, 在地貌上东南侧为基岩低山, 西北侧为晚第四纪洪积扇。断层跨过一些冲沟时, 在沟口T₂台地上形成断层陡坎, 而T₁台地面平坦, 未见错断。向南至上海后, 地貌显示不明显, 断层形迹不清。在长流水南断层陡坎之下的人工取土坑壁上揭示1个断层剖面, 剖面中断层面倾向NW, 倾角约55° , 下盘为晚更新世洪积砾石层, 具水平层理, 上盘为陡坎前风积黄土, 其内杂有砾石(图9)。结合断层陡坎的形态和洪积扇的分布特征, 判定该剖面为正断层, 表明展布于长流水沟与上海一带的断层具正断层性质。

图 8

Fig. 8

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	图 8 长流水沟洪积扇上的断层陡坎地貌Fig. 8 Fault scarp landforms on the alluvial fan of Changliushui ditch.

图 9

Fig. 9

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	图 9 长流水沟南断层剖面Fig. 9 Cross section of fault south of Changliushui ditch.

这条小规模的正断层展布于贺兰山西麓断裂南端的西盘附近, 表明该正断层位于走滑断裂端部的拉张调整区内。根据前文所述所在盘滑向和端部构造类型间的对应关系, 判断贺兰山西麓断裂南端的西盘滑离正断层所在位置, 也即断裂西盘向N滑动, 从而判断贺兰山西麓断裂具有右旋走滑性质。

在贺兰山西麓断裂上, 也存在着冲沟的右旋错动现象, 在北段的苏木图, 中段的红山、 小苏海图等地均有较明显的显示。各处冲沟形成的时代不相同, 表明不同时期的冲沟被断裂右旋错动。

在苏木图背斜清水营组砂岩和干河沟组砾岩的界线附近, 地形东高西低, 断层东侧为小山, 西侧则为晚第四纪洪积扇, 跨断层发育5条小冲沟, 均自东向西流穿断层, 切割了晚第四纪洪积扇。冲沟在跨断层之后均同步发生了右旋错动, 位错量12~15m。图10为其中紧邻的3条冲沟的实测地形图, 断层通过之处形成明显的陡坎地貌, 3条冲沟跨断层之后同步发生向右的拐弯。南冲沟在上、 下游延伸笔直, 较好地反映了断层的右旋运动。中间冲沟已被袭夺, 下游保留了废弃的冲沟, 上游冲沟已沿着断层和北冲沟汇合。但从废弃冲沟和上游冲沟的延伸来看, 明显发生了向右的偏转。北冲沟的右旋扭动尽管没有其他2个冲沟那样典型, 但也显示向右的偏转。3条冲沟的位错量分别为12m、 14m、 13.5m。苏木图背斜附近冲沟的同步右旋错动和苏木图背斜西翼被向N右旋错动的现象一致, 都反映了贺兰山西麓断裂的右旋走滑运动。

图 10

Fig. 10

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	图 10 苏木图冲沟右旋错动地形地貌图Fig. 10 Dextral dislocation landforms of the gully near Sumutu.

在巴彦浩特镇北的红山地区, 有多条中等规模的冲沟跨断层发生了同步右旋扭动, 反映了断裂的右旋活动(图11)。红山地区断裂的形迹清楚, 从红山的西侧通过, 冲沟2壁可见断层剖面。断层之东为白垩紫红色砾岩和泥岩组成的低山; 以西则为洪积扇, 表层多覆盖风积细砂和粉土。跨断层发育冲沟, 冲沟切割了白垩纪砾岩和晚第四纪洪积扇。在图11中, 大约在1km范围内, 有5条中等规模的冲沟发生了同步向右扭动, 位移20~60m。冲沟在断裂附近延伸较稳定, 跨断层之后突然向右拐弯, 表明和断裂的右旋走滑运动密切相关。

图 11

Fig. 11

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	图 11 红山多条冲沟同步右旋错动Fig. 11 Gullies synchronously dextrally dislocated by fault in Hongshan.

在小苏海图北, 发育T₄洪积高台地, 由中更新统的洪积砾石层组成, 下部砾石胶结成岩, 坚硬, 向下和白垩纪紫红色泥质砂岩、 砾岩角度不整合接触。贺兰山西麓断裂近SN向通过该台地, 在断层附近形成高达30余m的断层陡坎。断层东盘台地上发育2条小冲沟, 在距离断层陡坎200m处向下切穿中更新统坚硬砾岩抵达白垩系之中, 形成豁口(图12)。北冲沟在东盘台地内保留完整, 显示了明显的向右偏移, 南冲沟已在断层处被袭夺向南流, 西盘台地上保留了切割不深的断头沟, 对比冲沟延伸, 仍有明显的右旋偏移。2条冲沟在东盘延伸不足500m, 下切深度4~5m, 冲沟床为V字形, 但在西盘, 冲沟下切深近10m, 特别是下游T₄台地大部分已被这2条冲沟侵蚀无遗, 表明2条冲沟形成时间久远, 南、 北冲沟的位移分别为80m、 85m。另外, 在高台的南缘, 为T₄高台地和T₁台地的边界, 以自然坡过渡, 在断层两侧该界线笔直, 二者平行, 但在断层附近发生了明显的向右偏移。该界线远离大冲沟, 沿着高台地边缘向上游, 为1个封闭小型的汇水流域, 无大冲沟冲刷流经的痕迹, 表明T₄和T₁的边界未受到大规模的冲刷作用。该界线的右旋位移约为84m。3个位错值相近, 可相互印证。

图 12

Fig. 12

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	图 12 小苏海图高台地边缘及冲沟右旋错动Fig. 12 Edge of the high platform and the gully dislocated by the fault near Xiaosuhaitu.

贺兰山西麓断裂北段的苏木图背斜, 卷入变形的地层是清水营组和干河沟组, 二者为平行不整合接触关系, 表明褶皱变形发生在干河沟组地层沉积之后。苏木图背斜附近洪积高台地上的第四纪洪积物以水平状超覆于变形地层之上。尽管不能直接判断是否有第四系卷入褶皱变形, 但至少根据高台地洪积物产状近水平, 可以判断这期褶皱变形发生在高台地形成之前。事实上, 在贺兰山西麓断裂的中南段附近, 白垩系发生了与北段新生代地层相似的变形。例如, 红山地区发育在白垩系的向斜构造(图13), 不论是在轴向还是变形幅度上, 都与北段新生代地层变形极其相似。其他地区白垩系表现为向W缓斜的单斜构造, 倾角一般为15° , 在断层附近偏大。在巴彦浩特市南, 贺兰山西麓断裂附近发育中更新统洪积物, 产状略向W倾, 为正常的洪积沉积, 和下伏白垩系为角度整合接触, 形成T₄台地。另外, 在周家田东侧, 距贺兰山西麓断裂不远, 发育大片早更新统洪积物, 为区域上的T₅台地, 同样也没有发生变形, 和下伏白垩纪地层呈角度不整合接触关系(宁夏回族自治区地质矿产局, 1990)。因此, 通过间接的推断, 发生在贺兰山西麓断裂附近新生代地层的变形, 没有影响到第四系, 卷入变形的最新地层是干河沟组。由于研究区内出露干河沟组较薄, 尚无法判断其是否受剥蚀和间断。鉴于贺兰山西麓断裂和三关口断裂附近的新生代褶皱变形具有一致性, 且在空间分布上断续延伸。我们在三关口断裂上较好地限定了这期褶皱变形的时间(Lei et al., 2016), 结合宁夏及邻区新生代地层的最新时间标尺对干河沟组沉积年龄的限定(Wang et al., 2011), 初步推断这期褶皱变形发生在上新世晚期或者末期。

图 13

Fig. 13

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	图 13 红山地区地质简图Fig. 13 Geological sketch of Hongshan area.

从褶皱构造的规模和轴向看, 褶皱构造并不是贺兰山西麓断裂的伴生挤压构造; 从褶皱构造和断裂的空间展布看, 贺兰山西麓断裂切割了这些背斜构造, 表明褶皱变形要早于断裂活动; 从活动时代上看, 褶皱变形和断裂活动不同期, 褶皱变形在第四纪已经停止活动, 而断裂至少在中更新世以来持续活动, 并错动晚更新世地层。可见, 贺兰山西麓断裂附近的新生代地层变形要早于断裂的断错活动, 存在着2阶段的构造变形, 即: 早期以褶皱变形为主, 后期以断裂右旋走滑为主。

贺兰山西麓断裂附近褶皱变形的存在, 表明其局部受到挤压构造应力的作用。而贺兰山之东是银川断陷盆地, 在几条正断层的控制下, 沉积了巨厚的新生代地层, 处于拉张构造环境之中。银川盆地在始新世就已开始活动, 约在距今10~12Ma, 在正断层控制下贺兰山快速掀斜隆升。 在1739年平罗8级地震时, 贺兰山东麓断裂上形成正断层型的地表破裂。 种种证据表明, 银川盆地一直处于拉张构造环境之中, 以正断层活动为其特色。贺兰山西麓断裂附近的褶皱变形在时代上要晚于银川盆地的形成, 在力学性质上难以和拉张构造环境相伴生, 且在同时期银川盆地内并未发育相应的褶皱变形构造。可见, 贺兰山西麓断裂附近的褶皱变形很难用银川盆地构造活动的影响去解释。

贺兰山西麓断裂和三关口-牛首山断裂近于相接, 除了具有相同的右旋走滑性质外, 还具有2阶段构造变形过程(早期褶皱变形, 后期断裂活动), 且在构造变形时间上接近, 二者应当属于相同或者相近的构造体系。对三关口-牛首山断裂附近晚新生代构造变形的研究结果表明, 早期的褶皱变形是青藏高原扩展抵达断裂附近的结果, 而断裂的右旋走滑则与在高原扩展进一步影响下次级地块的侧向挤出有关(Lei et al., 2016)。因此, 贺兰山西麓断裂附近的地层变化和断裂活动也应该是青藏高原向NE扩展的结果。

需要指出的是, 贺兰山西麓断裂已远离青藏高原东北缘的弧形构造带, 其构造变形显然已不是弧形构造带内的条状次级地块所能控制的, 而可能和阿拉善地块的运动息息相关(图14)。在上新世末, 阿拉善地块在西南边界持续受到祁连山的推挤作用(Zheng et al., 2013a, b, c; 俞晶星等, 2013; Yu et al., 2016); 南边界的香山-天景山断裂虽然由逆冲转变为左旋走滑, 但仍然存在逆冲分量, 表明对阿拉善地块仍有推挤作用; 在SE方向受到三关口-牛首山次级地块向NW的推挤作用。在这些力的联合作用下, 由于阿拉善地块属刚性地块, 整体向NE运动, 并受到贺兰山的阻挡, 起初在贺兰山西麓断裂附近形成小规模的褶皱构造, 之后不久引起了贺兰山西麓断裂的右旋走滑运动(图14)。阿拉善地块向NE向的运动和青藏高原的扩展推挤有着密切的联系。

图 14

Fig. 14

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	图 14 区域动力学示意图Fig. 14 Schematic diagram of regional dynamics.