引用本文
李智敏, 苏鹏, 黄帅堂, 田勤俭, 殷翔. 日月山断裂德州段晚更新世以来的活动速率研究[J]. 地震地质, 2018,40(3): 656-671.
LI Zhi-min, SU Peng, HUANG Shuai-tang, TIAN Qin-jian, YIN Xiang. SLIP RATES OF THE RIYUE MT. FAULT AT DEZHOU SEGMENT SINCE LATE PLEISTOCENE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(3): 656-671.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.03.011
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日月山断裂德州段晚更新世以来的活动速率研究
李智敏1, 苏鹏2, 黄帅堂3, 田勤俭4, 殷翔1
1青海省地震局, 西宁 810001
2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
3新疆维吾尔自治区地震局, 乌鲁木齐 830011
4中国地震局地震预测研究所, 地震预测重点实验室, 北京 100036

〔作者简介〕 李智敏, 男, 1977年生, 2005年于中国地震局兰州地震研究所获构造地质学硕士学位, 副研究员, 现主要从事活动构造、 历史强震次生灾害研究, 电话: 0971-6127653, E-mail: minhero_168@126.com。

收稿日期: 2017-10-31
基金项目: 青海省科技计划项目(2017-ZJ-775)与中国地震局地震行业科研专项(201408023)共同资助
摘要

日月山断裂位于柴达木-祁连活动块体内部, 受到东昆仑断裂和祁连-海原断裂等主边界断裂控制, 形成了块体内部夹持于主边界断裂之间的次级构造。该断裂的构造位置特殊, 确定其晚更新世以来的活动速率可提供青藏高原东北缘向外扩展的最新活动信息。文中通过建立地貌面时间标尺, 分析断错的地貌标志, 获得了以下2点认识: 1)晚更新世以来, 日月山断裂德州段主要发育一级洪积扇面fp, 三级河流阶地面T1、 T2和T3。其中洪积扇fp的废弃年龄约(21.2±0.6)ka, 河流阶地T2的废弃年龄约(12.4±0.11)ka; 2)日月山断裂晚更新世晚期以来的右旋走滑速率约(2.41±0.25)mm/a, 全新世以来的右旋走滑速率约(2.18±0.40)mm/a, 垂直滑动速率约(0.24±0.16)mm/a。日月山断裂德州段的右旋走滑速率在晚更新世晚期以来基本不变。日月山断裂并未切错大型块体的边界, 而是青藏高原东北缘地区夹持于区域大型左旋走滑断裂内部的1套右旋走滑断裂中的1支。在青藏高原东北缘整体生长和扩展的过程中, 右旋走滑断裂对各次级块体之间的变形协调起着十分重要的调节作用。

关键词: 日月山断裂; 活动速率; 德州段; 地貌标尺; 晚更新世
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)03-656-16
SLIP RATES OF THE RIYUE MT. FAULT AT DEZHOU SEGMENT SINCE LATE PLEISTOCENE
LI Zhi-min1, SU Peng2, HUANG Shuai-tang3, TIAN Qin-jian4, YIN Xiang1
1)Qinghai Earthquake Administration, Xining 810001, China
2)Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China.
3)Earthquake Administration of Xinjiang Uygur Autonomous Region, Urumqi 830011, China
4)Key Laboratory of Earthquake Prediction, Institute of Earthquake Science, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China
Abstract

The Riyue Mt. Fault is a secondary fault controlled by the major regional boundary faults(East Kunlun Fault and Qilian-Haiyuan Fault). It lies in the interior of Qaidam-Qilianshan block and between the major regional boundary faults. The Riyue Mt. fault zone locates in the special tectonic setting which can provide some evidences for recent activity of outward extension of NE Tibetan plateau, so it is of significance to determine the activity of Riyue Mt. Fault since late Pleistocene to Holocene. In this paper, we have obtained some findings along the Dezhou segment of Riyue Mt. Fault by interpreting the piedmont alluvial fans, measuring fault scarps, and excavating trenches across the fault scarp. The findings are as follows: (1)Since the late Pleistocene, there are an alluvial fan fp and three river terraces T1-T3 formed on the Dezhou segment. The abandonment age of fp is approximately(21.2±0.6)ka, and that of the river terrace T2 is(12.4±0.11)ka.(2)Since the late Pleistocene, the dextral strike-slip rate of the Riyue Mt. Fault is(2.41±0.25)mm/a. In the Holocene, the dextral strike-slip rate of the fault is(2.18±0.40)mm/a, and its vertical displacement rate is(0.24±0.16)mm/a. This result indicates that the dextral strike-slip rate of the Riyue Mt. Fault has not changed since the late Pleistocene. It is believed that, as one of the dextral strike￣slip faults, sandwiched between the the regional big left-lateral strike-slip faults, the Riyue Mt. Fault didn't cut the boundary zone of the large block. What's more, the dextral strike-slip faults play an important role in the coordination of deformation between the sub-blocks during the long term growth and expansion of the northeast Tibetan plateau.

Keyword: Riyue Mt. Fault; activity rates; Dezhou segment; geomorphic markers; Late Pleistocene
0 引言

青藏高原东北缘是由东昆仑断裂带、 祁连山-海原断裂带以及阿尔金断裂带控制的活动地块, 是新生代以来新构造活动的前沿地带和敏感部位。晚新生代以来, 青藏高原东北缘构造变形强烈, 区内遍布褶皱、 逆冲和走滑断裂, 表明该区正处于地壳缩短、 左旋剪切并伴随垂直隆升作用的阶段(邓起东等, 2002, 2004, 2008; 张培震等, 2006, 2013)。对于青藏高原东北缘的构造变形定量研究主要集中在北祁连山— 河西走廊地区(郑文俊等, 2004, 2012; 付碧宏等, 2006; 徐锡伟等, 2007; 郑文俊, 2009), 而对南祁连地区诸如日月山等断裂的相关研究较少。

断裂的滑动速率不仅是地震危险性评价的重要指标, 而且是认识区域构造变形样式的重要依据(邓起东等, 2008)。日月山断裂带在青藏高原东北缘的构造位置特殊, 对其晚更新世以来的滑动速率的深入研究, 对认识该断裂的活动特征、 以及青藏高原东北缘的运动方式具有重要意义。

1 区域概况

日月山断裂位于青藏高原东北缘柴达木-祁连活动地块内部, 受东昆仑断裂、 祁连-海原断裂和阿尔金断裂控制(图1a), 形成夹持于主边界断裂之间的次级构造。由于青藏块体向NE方向扩展, 致使NWW向的区域主边界断裂发生左旋走滑, 而夹持其间的NNW向的日月山断裂被剪切压扁, 其运动性质为右旋走滑(Yuan et al., 2011; 李智敏等, 2012)。

图 1 研究区区域地震构造图
F1 龙首山北缘断裂; F2 龙首山南缘断裂; F3 民乐-永昌断裂; F4 莲花山北缘断裂; F5 民乐-大马营断裂; F6 皇城-双塔断裂; F7 肃南-祁连断裂(俄堡段); F8 托莱山断裂; F9 冷龙岭断裂; F10 门源断裂; F11 达坂山断裂; F12 拉脊山断裂; F13 日月山断裂:F13-1 大通河段, F13-2 热水段, F13-3 德州段, F13-4 海晏段, F13-5 日月山段; F14木里-江仓断裂带; F15二郎洞- 茶卡杯断裂; F16青海南山北缘断裂; F17 倒淌河-临夏断裂; F18 畦玉香卡-拉干断裂; F19 鄂拉山断裂Fig. 1 Seismic structural map of the study area.

日月山断裂北与NNW走向的托勒山北缘左旋走滑断裂相接, 南部与拉脊山逆冲断裂斜接。断裂自北向南经过大通河、 热水煤矿、 茶拉河、 托勒、 克图和西岔, 最终在克素尔盆地附近与拉脊山断裂相接, 全长180km。断裂控制了青海湖盆地、 海晏盆地、 大通河盆地、 德州盆地等新生代盆地的形成, 同时控制着这些盆地之间的对冲山— — 大通山和日月山的隆升和变形。依据这4个拉分盆地将其划分为5段(袁道阳等, 2003a; 李智敏等, 2013)(图1b)。

青藏块体向NE方向上的不断扩展, 使得块体内部日月山断裂控制了区域不同类型地貌的发育, 形成了研究区内地貌的基本骨架。区内地貌可分为断裂逆冲挤压形成的诸如日月山和大通山等的高山地貌, 以及山前多条次级断层控制的台地、 盆地和古近纪-新近纪古盆地面、 广泛发育的2期冲洪积扇体以及大通河、 哈尔盖河和茶拉河所形成的河流阶地面等。

2 数据与方法

本文首先对研究区晚更新世以来的地貌面进行详细划分并对其定年, 建立了研究区的地貌时间标尺。然后通过分析断错的地貌标志, 来认识日月山断裂德州段的晚更新世以来的滑动速率。

基于Google Earth在线影像数据、 无人机航测以及野外地质地貌调查, 本文对研究区晚更新世以来的构造地貌单元进行了定量解译。其中Google Earth在线影像数据的水平分辨率达2.5m(Potere, 2008), 水平精度约2m(Mohammed et al., 2013)。通过比较研究区不同时段的历史影像, 本文选用2004年10月24日的Google Earth历史影像进行构造地貌解译。通过无人机对关键地貌单元进行航测, 生成了分辨率< 0.05m的DEM数据, 其垂直精度10~15cm。

地貌面的划分主要依据地貌面的分布高度、 残存的规模、 延伸方向以及地貌面序列特征等(苏鹏等, 2016)。水平距离的测量主要基于Google Earth 在线影像数据, 垂直位错的测量基于无人机航测得到的DEM数据。以洪积扇面边缘的位错量代表该级洪积扇的水平位错。考虑到河流阶地形成后, 其前缘还会受到河流的侧蚀, 导致阶地前缘的位错量往往不能代表该级阶地被废弃以来的断错量。因此, 本文以河流阶地面后缘的位错量代表该级阶地面被废弃以来的位错量。

地貌面的定年通过在相关地貌面上开挖探槽, 对探槽剖面中的冲洪积相沉积物通过光释光和14C定年来确定相应地貌面的年代。因探槽位于相应的地貌面上, 其年龄可接近相应地貌面的废弃年龄。其中光释光测年是在浙江省中科释光检测技术研究所完成的, 14C测年在美国贝塔实验室完成。误差计算过程中, 采用蒙特· 卡罗方法(Monte Carlo method), 重复实验10万次, 最终结果取均值, 误差为1个标准差(μ ± σ )。

3 结果
3.1 地貌面断错特征

日月山断裂德州段东北侧为日月山脉, 西南侧为德州盆地, 活动断裂沿着山脉和盆地边界展布(图2a)。日月山断裂的断层陡坎平直、 连续, 坡度较陡, 在影像上表现为明显的线性, 在地形高且坡度较陡的位置陡坎保存仍较为完整, 推测日月山断裂在全新世以来的活动性较强。

图 2 日月山断裂德州段构造地貌解译图
a 原始影像; b 解译图; fp洪积扇面, T1— T3河流阶地面; 底图为Google Earth影像Fig. 2 Geomorphic interpretation of Riyue Shan Fault at Dezhou.

发源于日月山的一系列河流, 横穿日月山断裂, 流向德州盆地, 在盆山交界处发育了洪积扇, 河流之后多次侧蚀和下切, 在洪积扇面上又发育了一系列的河流阶地。通过对日月山断裂德州段晚更新世以来的构造地貌单元进行遥感解译及野外地质调查, 在该区识别出1级洪积扇面和3级河流阶地面(图2b)。最新的断裂活动将这些地貌面断错(图3, 4, 5), 其中3个流域的断错地貌信息保留得最为完整, 为方便对其进行定量分析和描述, 本文自NW往SE, 分别编号为A、 B、 C(图2b)。

图 3 流域A断错地貌解译图
a 原始Google Earth影像; b 解译图; fp洪积扇面, T1— T3河流阶地面; 底图为Google Earth影像; 位置见图2bFig. 3 Geomorphic interpretation of catchment A at Dezhou.

图 4 流域B断错地貌解译图
a 原始Google Earth影像, 位置见图2b; b解译图, 位置见图2b; c 无人机航测得到的DEM, 位置见4b; d 地形剖面, 位置见4c; fp洪积扇面, T1— T3河流阶地面Fig. 4 Geomorphic interpretation of catchment B at Dezhou.

图 5 流域C断错地貌解译图
a 原始影像; b 解译图; c 无人机航测得到的DEM; fp洪积扇面, T1— T3河流阶地面; 底图为Google Earth影像, 位置见图2bFig. 5 Geomorphic interpretation of catchment C at Dezhou.

流域A中主要发育1级洪积扇面fp和T1— T33级河流阶地面(图3)。洪积扇面fp和德州盆地面具有明显的扇形地貌边界。日月山断裂的最新活动将该洪积扇面断错, 以北侧边缘为地貌标志, 可知该洪积扇面被废弃以后, 日月山断裂的右旋位错量约(54± 5)m。洪积扇面上发育的河流阶地也发生了右旋位错。其中T1阶地位错量不明显。T2阶地前缘被右旋位错(13± 3)m, T2阶地后缘被右旋位错(31± 5)m; 认为T2阶地被断错后其前缘遭受过河流侧蚀, 其后缘的断错量更能代表T3阶地被废弃后的总断错量。T3阶地面与洪积扇面基本属于同一期地貌面, 其后缘的右旋位错量为(47± 5)m。

流域B中可识别出1级洪积扇面fp和T1— T22级河流阶地面(图4)。洪积扇面fp在水流方向上, 呈现出中间高两侧低的上凸型地貌。在该级洪积扇面上发育了T1— T22级河流阶地。T1阶地仅在河流左岸保留, 断错特征不明显。T2阶地在河流两岸均有保留, 日月山断裂活动将T2阶地右旋错动, 其中左岸的T2阶地后缘的右旋断错量约(25± 5)m, 右岸的T2阶地后缘的右旋断错量约(27± 5)m, T2阶地前缘现今的位错量在两岸均不明显。基于无人机航测得到的DEM数据, T2阶地形成以来, 右岸的垂直位错量约(1.6± 0.5)m(图4d中A), 左岸的垂直位错量约(1.7± 0.5)m(图4d中B)。

流域C中可识别出1级洪积扇面fp和T1— T22级河流阶地面(图5)。洪积扇面fp在水流方向具有上凸型地貌特征。日月山断裂活动造成该流域的地貌面和水系发生右旋错动。其中洪积扇面的右旋位错量约(49± 5)m, T2河流阶地面的右旋位错量约(26± 5)m(图5b)。基于无人航测获得的DEM数据, 得到该流域中河道的右旋位错量约(20± 5)m, T2阶地的垂直位错量分别为(4.5± 0.5)m和(4.2± 0.5)m(图5c, d)。

3.2 地貌面定年

为限定地貌面的年龄, 本文在相关地貌面上开挖探槽, 通过对所含碳样进行14C定年(表1), 以及对冲洪积相砂层通过释光定年(表2)的方式来确定地貌面的年龄。在流域B和C中共有2个取样探槽, 均位于T2阶地面上(图4b, 5b)。

表1 14C测年结果 Table1 14C dating results
表2 光释光测年结果 Table2 Results of optically stimulated luminescence dating

3.2.1 TC1探槽

该采样点位于流域C冲沟南岸约10m处。 TC1探槽长21m, 宽2m, 深3~4m, 走向235° (图5)。TC1探槽共揭露出U1— U3 3套地层(图6)。

图 6 德州村TC1探槽剖面图
1 细砂层; 2 黏土质细砾层; 3 灰白色中砾层; 4 含砾中砂层; 5 深灰色中砾层; 6 粗砂层; 7 中细砾石层; 8 粉细砂层; 9 砂质黏土层; 10 腐殖层; 11 断裂; 12 释光样取样位置; 13 14C取样位置Fig. 6 Log of trench TC1 at Dezhou Village.

U1分选磨圆差, 粒径粗, 为典型的冲洪积相沉积物。U1可进一步划分为4个亚层。U1-1: 细砂层, 颜色为淡黄色, 层理不明显, 层厚约5cm; U1-2: 黏土质细砾层, 颜色为灰绿色, 砾石砾径以1~2cm为主, 偶见3~4cm的砾石, 磨圆度较差, 砾石呈次棱角状, 半胶结, 层厚约50cm, 在细砾层中部土黄色细砂透镜体中(DZTC1-04)释光(采样深度为2.9m)测年结果为(21.8± 1.0)ka; U1-3: 中砾层, 颜色为灰白色, 砾石砾径以5~20cm为主, 偶见30~40cm的砾石, 底部发育厚约10cm的细砾层, 砾石呈次棱角状、 次圆状, 分选较差, 层厚1~1.5m; U1-4: 含砾中砂层, 颜色为灰白色, 砾石砾径2~3cm, 为断塞塘沉积, 层理较为清楚, 在断层附近发生变形, 该层厚度约1m, 靠近底部中砂层(DZTC1-06)释光(采样深度为2.0m)测年结果为(23.8± 1.3)ka(表2)。

U2主要为粉细砂— 粗砂层, 属于河漫滩相沉积物。U2可进一步划分为3个亚层。U2-1: 粗砂层, 颜色呈黄褐色, 偶见中砾, 层理不明显, 厚度约20cm, 未见底, 靠近底部粗砂层(DZTC1-16)释光(采样深度为3.0m)测年结果为(13.3± 0.7)ka; U2-2: 中细砾层, 该层厚约6cm, 砾石大小较为均一, 砾径5~7cm, 分选较好, 呈棱角、 次棱角状, 岩性类似U1-3, 推测为F1断层坎前沉积物; U2-3: 粉细砂层, 颜色为土黄色, 层厚50~60cm, 夹有黑色泥砾及火焰状砂质黏土, 泥砾在上、 下盘之间发生揉皱变形, 具有层理(表2)。

U3为砂质黏土层, 主要为风成物。U3可进一步划分为2个亚层。U3-1: 砂质黏土层, 较为疏松, 下部层厚约30cm, 表现为土黄色砂层条带的反倾变形, 上部层厚约40cm, 表现为近水平的灰黑色黏土条带, 靠近黏土层中部(DZTC1-18, DZTC1-CS02)释光(采样深度为1.5m)和14C(采样深度约1.35m)测年结果分别为(5.5± 0.2)ka与 (2 940± 30)BP; U3-2: 腐殖层, 颜色为黑色, 植物根系发育, 土壤松散, 无层理, 层厚约40cm, 靠近底部腐殖土(DZTC1-19)释光(采样深度为0.25m)测年结果为(0.8± 0.1)ka(表1, 2)。

3.2.2 TC2探槽

TC2探槽在T2阶地面上的垂直断层陡坎处布设; 该探槽长14m, 宽约2m, 深2~3m, 垂直落差5.5m, 探槽走向62° 。TC2探槽南北两壁剖面主要揭露U1— U2 两套地层(图7, 8)。

图 7 德州村TC2探槽南壁剖面图
1 黏土质细砾层(青灰色); 2 黏土质细砾层(灰绿色); 3 细砂层; 4 中砾层(砖红色); 5 坎前堆积; 6 中砾层(灰白色); 7 含砾粗砂层; 8 砂质粉土; 9 腐殖层; 10 逆断层; 11 释光样取样位置; 12 14C取样位置Fig. 7 Log of the southern wall of trench TC2 at Dezhou Village.

图 8 德州村TC2探槽北壁剖面图
1 黏土质细砾层(青黑色); 2 黏土质细砾层(灰绿色); 3 细砂层; 4 砂砾石层; 5 中砾层; 6 含砾粗砂层; 7 细砂层; 8 腐殖层; 9 断裂; 10 释光样取样位置Fig. 8 Log of the northern wall of trench TC2 at Dezhou.

3.2.2.1 TC2探槽南壁

U1主要为细砂— 中砂层, 以及细砾— 中砾层, 属于河漫滩相与河流相沉积物。U1可进一步划分为7个亚层。U1-1: 黏土质细砾层, 颜色为青灰色, 砾径0.5~3cm, 以细砾为主, 分选较好, 砾石呈棱角状, 砾石层露头厚度约40cm, 含长约20cm、 厚约6cm的土黄色细砂透镜体以及长70cm、 厚15cm的砖红色砂砾石透镜体; U1-2: 黏土质细砾层, 颜色为灰绿色, 砾石砾径以1~2cm为主, 偶见3~4cm的砾石, 分选性较好, 磨圆度较差, 砾石呈次棱角状, 层厚13~30cm, 在断层下盘该层尖灭, 可见层理; U1-3: 细砂层, 颜色为土黄色, 偶见砾石, 砾径2~3cm, 层厚10~25cm, 该层只在主断层下盘发育, 可见层理, 推测其来源为西南侧青海湖风成堆积搬运沉积形成, 细砂层中部(DZTC2-S1)释光(采样深度为2.25m)测年结果为(13.7± 0.6)ka; U1-4: 中砾层, 颜色为砖红色, 砾径以2~7cm为主, 偶见10~15cm砾石, 分选、 磨圆均较差, 砾石呈次棱角状, 层厚约1m, 在层顶距顶部10cm处发育1套长约2m、 厚10~30cm的中砂透镜体, 可见层理; U1-5: 坎前堆积, 该层由灰白色中细砂组成, 含少量小砾石, 粒径一般为1~2cm, 该层中部(DZTC2-S6)释光(采样深度分别为1.75m)测年结果为(19.9± 0.9)ka; U1-6: 中砾层, 颜色为灰白色, 砾径以3~7cm为主, 偶见10~15cm的砾石, 分选、 磨圆度均较差, 砾石呈次棱角状, 层厚约60cm, 探槽南壁砂砾石中间(DZTC2-02, DZTC2-05; 采样深度分别为1.8m, 1.7m)14C测年结果为 (12 280± 40)a、 (12 250± 40)a; U1-7: 含砾粗砂层, 颜色为灰白色, 砾石砾径以2~5cm中砾为主, 偶见8~10cm的砾石, 分选、 磨圆均较差, 砾石呈次棱角状, 该层为断层Fs1活动后形成的崩积楔(表1, 2)。

U2主要为粉砂质黏土层, 属于风成物。U2可进一步划分为2个亚层。U2-1: 砂质粉土, 颜色为土黄色, 层内含有少量砾石, 砾径3~15cm, 呈棱角、 次棱角状, 层厚49~100cm, 层内发育1套厚约1m的U型沉积层, 为古河道侵蚀形成并在后期为土黄色细砂层充填, 靠近细砂层底部(DZTC2-S2)释光(采样深度为1.3m)测年结果为(11.1± 0.4)ka, (DZTC2-01)14C测年结果为 (12 080± 50)a, 中部(DZTC2-04; 采样深度为1.25m)14C测年结果为 (12 220± 40)a; U2-2: 腐殖层, 颜色为黑色, 植物根系发育, 土壤松散, 无层理, 层厚20~50cm, 靠近细腐殖层层底部(DZTC2-S4)释光(采样深度为0.4m)测年结果为(2.3± 0.1)ka(表1, 2)。

3.2.2.2 TC2探槽北壁

U1主要为细砂— 中砂层和细砾— 中砾层, 属于河漫滩相与河流相沉积物。U1可进一步划分为6个亚层。U1-1: 黏土质细砾层, 颜色为青黑色, 砾径为0.5~3cm, 分选较好, 磨圆度较差, 以角砾为主, 顺坡层理明显, 可见厚度约40cm, 层内夹有土黄色的细砂透镜体以及长约70cm砖红色的砂砾石透镜体; U1-2: 黏土质细砾层, 颜色为灰绿色, 砾石砾径以1~2cm为主, 偶见3~4cm的砾石, 分选性较好, 磨圆度较差, 砾石呈次棱角状, 层厚13~30cm, 在断层下盘该层尖灭, 可见层理, 推测该层形成于一种气候潮湿且水动力较稳定的环境下; U1-3: 细砂层, 颜色为土黄色, 偶见细砾, 砾石砾径1~2cm, 层厚为10~25cm, 该层仅见于主断层下盘, 其成因类型为风积砂, 细砂层中间(DZTC2-N4)释光(采样深度为0.6m)测年结果为(16.4± 0.7)ka; U1-4: 砂砾石层, 颜色为灰白色, 砾石砾径以2~5cm中砾为主, 偶见20cm左右的砾石, 分选、 磨圆均较差, 砾石呈次棱角状, 层厚15~20cm, 可见层理; U1-5: 中砾层, 颜色为砖红色, 砾径以2~7cm为主, 偶见砾径为20cm的砾石, 砾石分选和磨圆度均较差, 呈次棱角状, 层厚约1m, 在该层上部距顶面约10cm处, 夹有1个中砂透镜体, 透镜体长约2m, 厚10~30cm; U1-6: 含砾粗砂层, 颜色为暗红色, 砾石砾径以3~5cm中砾为主, 偶见15cm左右的砾石, 分选、 磨圆均较差, 砾石呈次棱角状, 层厚15~20cm, 可见层理, 砂砾石下部(DZTC2-N5)释光(采样深度为4m)测年结果为(25.8± 1.0)ka(表2)。

U2主要为粉砂质黏土层, 属于风成物。U2可进一步划分为2个亚层。U2-1: 砂质粉土, 颜色为土黄色, 含有中细砾, 砾石砾径以3cm左右为主, 偶见10cm左右的砾石, 层厚40~100cm, 靠近细砂层下部(DZTC2-N2)释光(采样深度为1.4m)测年结果为(8.0± 0.3)ka, 上部部(DZTC2-N7)释光(采样深度为1.2m)测年结果为(7.5± 0.3)ka; U2-2: 腐殖层, 颜色为黑色, 植物根系发育, 土壤松散, 无层理, 层厚20~50cm, 靠近腐殖层底部, (DZTC2-N1)释光(采样深度为0.25m)测年结果为(2.4± 0.1)ka(表2)。

4 讨论
4.1 时间标尺

TC1探槽共揭露3套地层, 分别为冲洪积相U1、 河漫滩相U2, 以及风成相U3(图6)。冲洪积相U1地层内部共有3个释光样品, 样品的年龄一致, 约(21.2± 0.6)ka, 该年龄为洪积扇面表层冲洪积物开始沉积的时代, 接近洪积扇面fp的废弃年龄。河漫滩相U2地层内部共获得2个释光样品, 年龄一致, 约(13.4± 0.5)ka, 该样品接近地表, 可代表河流阶地T2的废弃时代。风成相U3地层年龄< (12.08± 0.05)ka, 具有穿时性。

TC2探槽南壁揭露2套地层, 分别为河漫滩相与河流相沉积物U1, 以及风成相U2(图7)。其中在TC2探槽南壁的河漫滩相与河流相沉积物U1中有3个14C样品和2个释光样品。U1-5中的释光样品采集于坎前堆积物, 年龄((19.9± 0.9)ka)相对偏大, 可能是下部地层被错动到古地表后, 未充分曝光, 不能代表临近层位的沉积年龄。U1中其余的3个14C样品与1个释光样品的年龄一致, 约(12.6± 0.2)ka, 样品接近地表, 可代表河流阶地T2的废弃年龄。风成相U2中的DZTC2-S2和DZTC2-04样品揭露U2地层底部的年龄约12.2ka, 进一步说明T2阶地的废弃年龄在(12.6± 0.2)ka 和12.2ka之间, 约(12.4± 0.11)ka。

TC2探槽北壁的地层与南壁类似, 也出露2套地层, 分别为河漫滩相、 河流相沉积物U1和风成相U2(图7, 8)。U1地层中的2个释光采样点均位于断层下盘, 年龄均老于南壁揭露的相应地层的年龄((12.6± 0.2)ka)。因为北壁U1地层中的样品较少, 本文认为通过TC2探槽南壁限定的(12.4± 0.11)ka更能代表T2阶地的废弃年龄。风成相U3中样品揭露该套地层属于全新世统, 具有穿时性。

晚更新世以来研究区主要发育1级洪积扇面fp, 3级河流阶地面T1、 T2和T3。其中, 洪积扇面fp的地貌面高度和河流阶地T3高度一致, 推测属于在同一时期形成的不同类型的地貌面。通过在相应地貌面上开挖探槽, 共揭露3套地层, 由老到新分别为洪积相、 河流相和风成相。其中洪积相沉积物的年龄对应于洪积扇fp的废弃时代, 约(21.2± 0.6)ka; 河流相顶部的年龄和风成相底部的年龄, 对应河流阶地T2的废弃年龄, 约(12.4± 0.11)ka。

4.2 活动速率

在A、 B和C流域中, 洪积扇面fp的右旋位错量分别约(54± 5)m、 (49± 5)m和(49± 5)m, T2阶地的右旋位错量分别约(31± 5)m、 (27± 5)m、 (25± 5)m和(26± 5)m(图3, 4, 5)。可知自洪积扇面fp被废弃以来, 日月山断裂的累积右旋位错量约(51± 5)m。结合洪积扇面fp的废弃年龄(21.2± 0.6)ka, 可知晚更新世晚期以来, 日月山断裂的右旋滑动速率约(2.41± 0.25)mm/a。自河流阶地T2被废弃以来, 日月山断裂的累积右旋位错量约(27± 5)m。结合T2阶地面的废弃年龄约(12.4± 0.11)ka, 可知全新世以来日月山断裂的右旋滑动速率约(2.18± 0.40)mm/a。对比不同时间段的右旋滑动速率, 可知日月山断裂德州段的右旋滑动速率在晚更新世晚期以来基本不变。

在B流域中, T2阶地面的垂直位错量分别约(1.6± 0.5)m、 (1.7± 0.5)m。在C流域中, T2阶地面的垂直位错量分别约为(4.5± 0.5)m、 (4.2± 0.5)m。2个流域的垂直位错量有一定的差别, 但都远小于走滑位错量。造成该断裂不同点垂直位错差别较大的原因可能是: 1)走滑断层随着走向的改变, 断层产状发生了变化, 进而导致有些地区的逆冲分量变大; 2)研究区以河流阶地面作为地貌标识进行变形分析; 然而河流阶地面被断错后, 又沉积了风成堆积物, 由于不同部位的风成堆积物的厚度不同, 导致仅以地表位错计算垂直位错量会有一定的差别(图6, 7, 8), 但可以推测地表的垂直位错量均小于真实的垂直位错量。考虑到TC1和TC2 两个探槽揭露的风成堆积物的厚度均< 2m, 本文假设日月山断裂德州段的垂直位错量的下限约(3.0± 2)m, 结合T2阶地面的废弃年龄约(12.4± 0.11)ka, 得到全新世以来日月山断裂德州段的垂直滑动速率约为(0.24± 0.16)mm/a。

本文研究认为, 日月山断裂以右旋走滑运动为主, 兼有逆冲运动。利用断错地貌方法获得了日月山断裂德州段全新世以来的右旋和垂直滑动速率。前人研究认为, 日月山断裂晚更新世以来的水平滑动速率为(3.25± 1.75)mm/a, 垂直滑动速率达(0.24± 0.14)mm/a(袁道阳等, 2003b)。在日月山断裂海晏段贺湾一带(37° 6'10.7″N, 100° 41'7.8″E), 断层断错1级冲洪积阶地(9± 2)m, 相应的14C样品年龄为(7 057± 110)a, 得到日月山断裂海晏段全新世滑动速率约1.3mm/a; 在查地一带(36° 56'29.4″N, 100° 49'1.9″E), 冲沟阶地T2/T1断错量为(12± 3)m, 相应地T2阶地14C年龄为(10 053± 135)a, 由此得到断裂全新世滑动速率为(1.2± 0.4)mm/a(Yuan et al., 2011)。由于野外工作对断错标志和位移量的判断有别以及测年样品的误差等因素, 导致不同学者获取的滑动速率存在差异, 但总体而言对断裂活动性的认识比较接近, 滑动速率的差异并不大。

日月山断裂并未切错大型块体的边界, 而是青藏高原东北缘地区夹持于区域大型左旋走滑断裂内部的1套右旋走滑断裂中的一支。在青藏高原东北缘整体生长和扩展的过程中, 右旋走滑断裂对各次级块体之间的变形协调起着十分重要的调节作用。第四纪早期, 由于青藏块体继续向NE方向扩展, 在区域NE构造应力作用下, 青藏高原东北缘块体发生了NE向的挤压缩短、 顺时针方向的旋转和SEE向的挤出等构造变形, 致使NWW向的区域主边界断裂发生左旋走滑, 而夹持其间的NNW向断裂产生剪切压扁, 导致NNW向日月山断裂和鄂拉山断裂的右旋走滑。从整个青藏高原东北缘的区域上看, 以祁连山-海原断裂带和东昆仑断裂带为代表的NWW— NW向左旋走滑的大型主边界断裂与日月山断裂和鄂拉山断裂为代表的块体内部NNW向右旋走滑断裂, 这2组走滑断裂可能构成了1组共轭剪切构造(Yuan et al., 2011)。NNW向的右旋走滑断裂: 日月山断裂和鄂拉山断裂并没有错断NWW向的东昆仑断裂带、 海原-祁连山断裂带等主边界断裂, 而是夹持在它们之间的次级构造, 是受青藏高原东北缘NE 向区域构造应力挤压作用和右旋剪切而导致的块体内部剪切压扁的产物(袁道阳等, 2004)。除剪切压扁之外, 也可能与两侧主走滑断裂的左旋走滑所导致的块体内部逆时针旋转有关(国家地震局地质研究所等, 1993)。

5 结论

本文对研究区晚更新世以来的地貌面进行了详细划分及定年, 建立了研究区的地貌时间标尺。通过分析断错的地貌标志, 讨论了日月山断裂德州段的晚更新世以来的滑动速率。主要得到以下2点认识:

(1)晚更新世以来, 日月山断裂德州段主要发育1级洪积扇面fp, 3级河流阶地面T1、 T2和T3。其中洪积扇fp的废弃年龄约(21.2± 0.6)ka, 河流阶地T2的废弃年龄约(12.4± 0.11)ka。

(2)日月山断裂晚更新世晚期以来的右旋滑动速率约(2.41± 0.25)mm/a; 全新世以来的右旋滑动速率约(2.18± 0.40)mm/a, 垂直滑动速率约(0.24± 0.16)mm/a。日月断裂德州段的右旋滑动速率在晚更新世晚期以来基本不变。

致谢 感谢审稿专家对论文提出的宝贵修改意见。

The authors have declared that no competing interests exist.

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