引用本文
冯嘉辉, 陈立春, 王虎, 刘姣, 韩明明, 李彦宝, 高帅坡, 卢丽莉. 大凉山断裂带北段石棉断裂的古地震[J]. 地震地质, 2021,43(1): 53-71.
FENG Jia-hui, CHEN Li-chun, WANG Hu, LIU Jiao, HAN Ming-ming, LI Yan-bao, GAO Shuai-po, LU Li-li. PALEOSEISMOLOGIC STUDY ON THE SHIMIAN FAULT IN THE NORTHERN SECTION OF THE DALIANGSHAN FAULT ZONE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2021,43(1): 53-71.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2021.01.004
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大凉山断裂带北段石棉断裂的古地震
冯嘉辉1), 陈立春2),1),*, 王虎3), 刘姣1), 韩明明1), 李彦宝1), 高帅坡1), 卢丽莉1)
1)中国地震局地质研究所, 北京 100029
2)桂林理工大学, 桂林 541006
3)西南交通大学, 成都 611756
*通讯作者: 陈立春, 男, 研究员, E-mail: glutclc@glut.edu.cn。

作者简介:冯嘉辉,男,1995年生,中国地震局地质研究所构造地质学专业在读硕士研究生,从事活动构造与地震预测研究, E-mail:fengjiahuifjh@126.com。

收稿日期: 2020-04-20
基金项目: 国家自然科学基金(41872228,41672207); 中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1418)共同资助
摘要

大凉山断裂带是大型走滑断裂鲜水河-小江断裂系的重要组成部分, 其活动性是认识和探讨青藏高原东南缘现今地震活动和构造变形机制的重要基础资料。 相较于中段和南段, 关于大凉山断裂带北段活动性的相关研究成果, 尤其是古地震资料非常缺乏。文中基于野外地质地貌调查, 在石棉断裂联合村处开挖了一组(2个)探槽, 揭露出断裂全新世活动的直接证据。 通过古地震分析和炭样加速器质谱仪(AMS)测年, 共获得了4次古地震事件: 事件E1: 20925—16850BC; 事件E2: 15265—1785BC; 事件E3: 360—1475AD; 事件E4: 1655—1815AD。其中包括全新世以来的3次事件, 最新2次事件的复发间隔骤然缩短, 反映断裂活动可能正在加剧。

关键词: 大凉山断裂; 石棉断裂; 古地震; 鲜水河-小江断裂系
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2021)01-0053-19
PALEOSEISMOLOGIC STUDY ON THE SHIMIAN FAULT IN THE NORTHERN SECTION OF THE DALIANGSHAN FAULT ZONE
FENG Jia-hui1), CHEN Li-chun2),1), WANG Hu3), LIU Jiao1), HAN Ming-ming1), LI Yan-bao1), GAO Shuai-po1), LU Li-li1)
1)Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2)Guilin University of Technology, Guilin 541006, China
3)Southwest Jiaotong University, Chengdu 611756, China
Abstract

The Daliangshan fault zone(DF)constitutes an important part of the large-scale strike-slip Xianshuihe-Xiaojiang fault system(XXFS). Affected by the channel flow of the middle-lower crust in the western Sichuan region, the XXFS is strongly active, and large earthquakes occur frequently. On average, there is an earthquake of magnitude 7 or more every 34 years. However, the DF, as an important part of the middle segment of the XXFS, has only recorded several earthquakes with magnitude 5-6, and no earthquakes with magnitude over 6 have been recorded. The reason for the lack of strong earthquake records may be related to the lack of historical records in remote mountainous areas, but the main reason may be attributed to the active behavior of the faults. He et al.(2008)hold that the DF is a new fault, resulting from straightening of the middle section of the XXFS, and its activity gradually changes from weak to strong, and will probably replace the Anninghe-Zemuhe Fault. However, this view lacks evidence of strong earthquakes. In recent years, some scholars have studied the paleoearthquakes on the DF, and found the signs of strong earthquake activity, and considered that the fault has the seismogenic capacity of earthquakes with magnitude more than 7. These studies are mainly concentrated in the middle and southern segments of the DF. Although there are scattered activity data and individual trench profiles, direct evidence of Holocene activity and paleoearthquake data are very scarce in the northern part of DF. On the basis of the previous studies, combined with our detailed field geomorphological surveys, we excavated a set of two trenches at Lianhe village in Shimian Fault to reveal the direct evidence of fault activity in Holocene. From paleoseismic analysis and radiocarbon samples accelerated mass spectrometry(AMS)dating, four paleoseismic events are identified, which are E1 between 20925—16850BC, E2 between 15265—1785BC, E3 between 360—1475AD, and E4 between 1655—1815AD. The results of the latest two events should be relatively reliable, and the latest event may be related to the Moxi earthquake of magnitude 73/4 on June 1, 1786 or the Dalu earthquake of magnitude ≥7 on June 10, 1786. Among the four events revealed, three are since the Holocene, and the recurrence interval of the latest two events is about 800 years. Compared with other active faults at the triple junction, the recurrence interval is slightly longer than that at the northern segment of the Anninghe fault zone, but close to that at the Moxi segment of the Xianshuihe fault zone. Compared with the western segment of Xianshuihe Fault and the northern segment of Anninghe Fault, the Shimian Fault also has a higher seismic risk, which needs further attention.

Keyword: Daliangshan Fault; Shimian Fault; Paleoearthquake; Xianshuihe-Xiaojiang fault system
0 引言

鲜水河-小江断裂系是青藏高原东南缘一条强烈活动的地震构造带( 图 1), 控制着川滇块体的NE边界(李玶, 1993; 邓起东等, 2002; 张培震等, 2003)。 晚新生代以来, 印度板块向N运动并与欧亚板块发生强烈的陆-陆碰撞, 导致川西高原的中下地壳与临近的四川盆地和华南板块存在横向压力差, 受四川盆地高强度岩石圈的阻挡, 一部分来自高原的下地壳物质在川西地区堆积, 另一部分沿着鲜水河-小江大型左旋走滑断裂系以约10mm/a的滑移速率向S运移(Royden et al., 1997; Clark et al., 2000; Burchfiel, 2004; Zhang et al., 2004; 陈桂华等, 2008; 王阎昭等, 2008; 张培震, 2008)。 这样强烈的运动, 导致应变在不同断裂上积累和释放, 为大地震的孕育提供了条件。 据统计, 自1500AD以来, 鲜水河-小江断裂系共发生7.0~7.9级地震14次, 8级地震1次(国家地震局震害防御司, 1995; 中国地震局震害防御司, 1999; 陈桂华, 2006; Wen et al., 2008), 平均34a就会发生一次7级以上的大地震。 然而, 作为鲜水河-小江断裂系中段重要组成部分的大凉山断裂却仅发生过几次5~6级地震, 且没有6级以上地震记录。 究其原因, 可能与该地为偏远山区缺乏历史记录有关, 但更主要的原因可能归于断裂的活动习性。 He等(2008)认为大凉山断裂是一条新生的断裂, 是鲜水河-小江断裂系中段截弯取直的结果, 其活动性将由弱逐渐变强, 可能正在取代安宁河-则木河断裂, 但这一观点缺乏强震活动的证据。 近年来, 一些学者对大凉山断裂的古地震进行了相关研究, 发现了强震活动的迹象, 认为断裂具有7级以上地震的孕震能力(高伟等, 2016; Sun et al., 2019)。 这些研究主要集中在大凉山断裂的中段和南段。 而关于大凉山断裂北段, 虽也有零星的活动性资料和个别探槽剖面(宋方敏等, 2002; 周荣军等, 2003; 何玉林等, 2006; 孙浩越等, 2015), 但全新世活动的直接证据和古地震资料较少。 对此, 我们在前人工作的基础上, 对大凉山断裂带北段的石棉断裂进行了详细的地质地貌调查, 选择联合村地点开挖了一组(2个)探槽, 获得了一些新的资料。 本文将对探槽开挖结果及获得的认识进行总结。

图 1 大凉山断裂带平面展布图Fig. 1 Plane layout of the Daliangshan Fault.

1 大凉山断裂带活动特征概述

大凉山断裂带北起四川石棉北安顺场一带, 向S经石棉、 越西、 普雄、 昭觉、 布拖, 至云南巧家后汇入小江断裂带, 全长约280km。 断裂带整体上是由6条次级断层构成的一条宽约15km的构造带(He et al., 2008), 大致可分为3个大的几何段( 图 1): 北段为石棉— 越西之间, 2条次级断裂切过小相岭北端, 构成一个弯曲的菱形; 中段, 越西和普雄2条次级断裂近平行; 南段, 布拖断裂和交际河断裂呈右阶斜列展布。

GPS观测结果(Shen et al., 2005; 王阎昭等, 2008)和位错地貌解译(申旭辉等, 2000; 周荣军等, 2003; 陈桂华, 2006; 魏占玉等, 2012; 孙浩越等, 2015)表明大凉山断裂带总的左旋走滑速率大致为2~4mm/a。 南段的速率相对较高, 晚更新世— 全新世以来的水平滑动速率为2.5~4.5mm/a, 大地震的复发周期约为2ka(魏占玉等, 2012; Sun et al., 2019); 中段普雄断裂的滑动速率为3.1~4.3mm/a(周荣军等, 2003; 陈桂华, 2006), 全新世以来发生过至少2次地表破裂型地震事件, 最新的一次事件距今0.7ka。

关于大凉山断裂带北段, 早期资料一直缺乏断裂全新世以来的活动性证据。 根据最新的填图结果, 大凉山断裂带北段由石棉断裂与公益海断裂构成(中国地震局地质研究所, 2011, 2019)。 公益海断裂在安顺场一带的T3阶地形成以来活动性不明显, 但在江家堡子一带T2阶地形成以来可能有过弱活动, 断裂属晚更新世以来的弱活动断裂(中国地震局地质研究所, 2011)。 石棉断裂也被称为竹马断裂或石棉-马前门断裂, 总体走向NNW, 在石棉县城以南主要沿南桠河及竹马河河谷延伸, 断裂在回隆— 石棉一带的地表形迹不明显, 而在竹马盆地一带的地表形迹清晰, 晚第四纪活动较为强烈。 孙浩越等(2015)通过高精度的地貌测量和卫星解译, 认为石棉断裂最新一次活动发生于17ka前, 其晚更新世以来的左旋滑动速率为1.5~3.3mm/a。

2 石棉断裂探槽研究
2.1 探槽地点

近年来, 古地震探槽技术和测年技术已有长足发展, 断层槽谷和断陷塘已成为川滇地区走滑断裂古地震研究相对较为理想的探槽地点(冉勇康等, 2012)。 竹马盆地— 回隆一带, 断裂的晚第四纪活动迹象较为明显, 线性影像特征清晰, 地貌上, 沿断裂发育断层槽谷、 水系和山脊位错、 小型断陷塘等活动构造地貌( 图2a)。 联合村附近的冲沟左旋位错约107m, 断层槽谷和小型断陷塘较为清晰( 图2c)。 我们横跨其中一处小型断陷塘开挖了探槽TC1, 长约15m, 宽和高均约4m, 以揭露断陷塘沉积演化及其断错变形特征。 为获得最新的沉积和断错信息, 在TC1北侧约20m处, 横穿现代冲沟边侧的断层槽谷同时开挖了探槽TC2, 长约15m, 宽和高均约3m, 以尽可能揭露冲沟带来的最新沉积( 图2b)。 2个探槽组成平行探槽组, 用以相互对比和补充。

图 2 石棉断裂的地表形迹与探槽位置
a 联合村附近的卫星影像图, 底图为Google Earth历史影像; b 探槽及其附近地貌照片; c 探槽处的高精度地形地貌图, 底图为无人机航拍和差分GPS实测获得的DEM图, 红色箭头指向断层槽谷, AB示意地形剖面的位置, 蓝色曲线示意已变形的冲沟; d 地形剖面(位置见图c), 灰色填充示意探槽的位置Fig. 2 Fault trace of Shimian Fault and the site of trenches.

2.2 探槽揭露的地层序列

探槽剖面如 图 3 和 图 4 所示。 主断层带发育在2个探槽的东侧, 主断层面的产状为250° ∠50° 。 探槽TC1揭露断层东盘为强烈风化的花岗片麻岩, 挤压破裂现象较为强烈, 沿断面可见松散的断层泥带。 沿主断面的西盘发育了多期次构造楔。 东侧主断层与西侧次级断层之间呈拉张陷落, 形成断陷塘沉积序列。 探槽TC2距TC1约20m, 沉积环境总体相近, 但更靠近现代冲沟( 图2a), 早期为冲洪积相砂砾层, 晚期也表现为一小型断陷塘沉积。 2个探槽早期地层的岩性存在很大的差异, 但晚期断陷塘沉积层的特征基本相同, 均为1套含少量砾石的黑土。 2个探槽揭露的沉积单元分别描述如下( 图 5):

图 3 探槽TC1南壁的拼接影像和剖面解译图
1 砾块; 2 团块; 3 断陷塘沉积单元序列及地层界线(虚线示意非清晰界线); 4 构造楔堆积及编号; 5 断面及编号; 6 推测断面; 7 14C样品位置及测年结果; 8 早期基岩挤压破碎带; 9 断面产状Fig. 3 Photographic mosaic(upper)and interpretation log(lower)of the south wall of TC1 trench.

图 4 探槽TC2北壁的拼接影像和剖面解释图
1 砾块; 2 团块; 3 断陷塘沉积单元序列及地层界线(虚线示意非清晰界线); 4 断面及编号; 5 推测断面; 6 14C样品位置及测年结果; 7 构造楔堆积及编号Fig. 4 Photographic mosaic(upper)and interpretation log(lower)of the north wall of TC2 trench.

图 5 联合村探槽组事件-地层序列示意图Fig. 5 Schematic diagram of the event-stratigraphic sequence of the Lianhecun trench set.

(1)探槽TC1

A0: 黄褐色砂砾土, 由大小不等、 分选较差的砾石和砂、 黏土组成, 为坡洪积混杂堆积。

A1: 青色略带天蓝色的含砂砾黏土, 颜色较为特殊, 以粗砂和砂黏土为主, 夹有具一定磨圆的砾块。 于该层获得了1个炭样, AMS测年结果为(21 370± 90)a BP。

A2: 位于断陷塘的西侧, 即靠山坡一侧, 该层A2a为灰色略带褐黄色的含砾黏土, 以砂质黏土为主, 与下伏地层A0之间的界线明显。 在该层获得的1个炭样的AMS测年结果为(19 240± 50)a BP。 断陷塘内, 该层A2b为黝黑色含砾砂黏土层, 局部富含青灰色砂砾, 底部含砾块较多, 有层理, 但受后期断错影响强烈, 多处被断错。 与下伏地层A1的界面清晰。 在该层获得的2个炭样的AMS测年结果分别为(19 330± 60)a BP和(19 080± 80)a BP。

A3: 浅黄褐色含黏土砂砾层, 以砂砾为主, 夹杂有少量黏土, 受断错影响较为强烈, 分布不规则, 局部可见不很明显的层理, 为坡麓混杂堆积, 与层A2之间的界面非常明显。 于其内获得的2个炭样的AMS测年结果为(15 740± 80)a BP和(14 270± 30)a BP。

A4: 间夹于层A3与上部黑土(A5)之间的一套分布较局部的沉积层, 靠近主断层带呈楔形, 为黄褐色的砂土(A4a), 下部A3断层接触, 往西转为沉积接触, 再向W转为薄层砂砾沉积(A4b)。 在该层获得的1个炭样AMS测年结果为(1 710± 30)a BP。

A5:2个探槽均有揭露的一套标志性含砾黑土层, 为典型的断陷塘型沉积, 底部含较多底砾, 与下伏所有地层呈明显的沉积不整合接触, 界面清晰。 获得的2个炭屑的AMS测年结果为(230± 30)a BP和(250± 30)a BP。

A6: 正在发育的槽谷型堆积, 在探槽东端的主断面附近, 该层为快速堆积形成的沙土团块和砾块; 向W为低洼槽谷型堆积形成的含砾砂土, 底部含砾块较多; 再向W, 顺坡形成的坡积砂砾增加。 根据颜色与沉积特征该层又可分为A6a、 A6b和A6c 3个亚层: A6a为快速堆积的含砾砂土, 与层A5之间的界面总体较清晰, 局部不明显; 层A6b为含花岗岩质粗砂较多的灰白色砂砾层, 发育特征不很明显的层理; A6c为现代地表, 含较多的植物根系, 与A6b之间的界线在槽谷中央较明显, 向两侧不再清晰。 在层A6c中获得的1个炭屑的AMS测年结果为(170± 30)a BP。 在层A6b顶部也获得了2个炭屑的AMS测年结果, 分别为(360± 60)a BP和(370± 30)a BP, 推测为团块中残留的早期炭屑。

AW1和AW2: 断层走滑兼拉张形成的构造楔, 尽管局部仍保留有原沉积层的特征, 但又被外来地层嵌入或充填, 故单独归为2个楔状堆积单元。

(2)探槽TC2

B2: 褐灰色砂砾层, 以大小不等的砂砾为主, 间夹少量黏土, 具层理, 为坡洪积混杂堆积。

B3: 黄褐色含黏土砂砾层, 砾石大小不等, 以巨砾、 粗砾为主, 为顺坡的坡麓混杂堆积, 局部显示弱层理。

B4: 褐黄色砂砾土, 以黏土为主, 含少量砾石, 砾石大小不等, 部分砾块有一定磨圆, 为片流堆积夹冲洪积堆积, 又可划分2个亚层(B4a、 B4b): B4a层的砾石含量较少, 砾径较小, 在该层顶部采到1个炭屑, 其AMS测年结果为(3 440± 30)a BP; B4b层的砾石含量较高, 含巨砾, 且局部可见一定的水平层理。

B5: 与探槽TC1的层A5同为一套标志性黑土, 为典型的断陷塘型沉积, 底部含较多底砾, 与下伏所有地层呈明显的沉积不整合接触, 界面清晰。 该层获得的2个炭屑的AMS测年结果为(390± 30)a BP和(390± 30)a BP。

B6: 与探槽TC1中的层A6基本一致, 为正在发育的槽谷型堆积, 由大小不等、 分选较差的砾石和黏土组成。 地层东侧黏土含量居多; 向W顺坡形成的坡积砂砾增加。 该层又可划分为B6a、 B6b和B6c 3个亚层: 底部的B6a为坎前快速堆积的砾石层, 底部砾石的粒径较大, 地层呈碗状, 自西侧到东侧砾石含量骤减, 与层B5的界线十分清晰; B6b为深灰色黏土层, 地层呈水平展布, 与B6a的界线不清晰, 但砾石含量存在差异, 该层2个炭屑的AMS测年结果分别为(170± 30)a BP和(140± 30)a BP; B6c为地表表层砂砾土, 含大量植物根系。

BW1和BW2: 因断层走滑作用形成的构造楔。

对比2个探槽揭露的地层序列( 图 5)可知, 探槽TC2仅揭露晚期地层。 2个探槽中, 最新的断陷塘沉积单元层A5和层B5的特征基本一致, 都是一套含砾黑土, 为可对比的标志层。 每个探槽在该层都有2个炭样可控制其年代, 且AMS测年结果非常接近, 分别为230~250a BP(TC1)和390a BP(TC2)。

2.3 古地震事件

识别走滑断层古地震事件的主要依据可归结为: 沉积序列特征(如沉积相变、 沉积间断等)、 断层与地层的切覆关系、 地层的变形(如弯曲、 断错)、 拉张充填楔体、 局部坎前堆积和裂缝充填堆积等(冉勇康, 1997; 冉勇康等, 2012)。

2个探槽均揭露的一套标志层A5和B5为洼地积水沉积形成的淤泥、 黑土, 属典型的断陷塘沉积。 此外, 探槽TC1下部还揭露了一套比较明显的断陷塘型沉积层A2b(黝黑色含砾砂黏土)。 以这2层为标志层, 结合上述识别走滑断层古地震事件的一些其他标志, 于探槽TC1中至少可以识别出4次事件, 于探槽TC2中至少可以识别2次事件。

(1)TC1的事件-地层序列

事件AE1发生在层A2沉积之后、 层A3沉积之前, 主要依据有: 1)层A3与层A2之间的地层界线清晰, 沉积环境相变明显, 层A2b为洼地积水沉积形成的黝黑色含砾淤泥, 层A3为坡麓堆积的黄褐色地表含砾砂土; 2)层A2a变形强烈, 沿断面F7有着显著的位错, 且该位错变形终止于A2a地层中, 未断错上覆层A3( 图6c), 断面F5也只影响到层A2b。

图 6 探槽剖面的局部近景和断错细节图
1 砾块; 2 侵染状风化砂砾层; 3 断陷塘沉积单元序列及地层界线(虚线示意非清晰界线); 4 裂缝; 5 断面及编号; 6 推测断面; 7 地层的牵引Fig. 6 Close shots of local topical partial trench wall and the detail of fault.

事件AE2发生在层A3沉积之后、 层A4沉积之前, 主要依据有: 1)层A4与层A3之间的界线较为明显, 尤其是靠近主断层带F1处, A4a呈构造楔状与层A3接触; 2)沿断面F2、 F3及其分支断面, 层A3断错变形清晰, 砾石定向强烈, 但均上覆了层A4( 图 3, 6a), 断面F4也只影响到层A3( 图6b)。

事件AE3发生在层A4沉积之后、 层A5沉积之前, 主要依据有: 1)层A5与层A4之间的地层界线清晰, 沉积环境相变明显, 层A5为典型的断陷塘沉积形成的含砾黑土、 淤泥, 底部含较多砾块(底砾层), 层A4顶部为坡麓堆积的灰褐色砂土; 2)主断层带F1附近, 层A5黑土呈裂缝楔状充填在层A4中( 图6a)。 这一事件在TC2中的依据更为明确。

事件AE4发生在层A5沉积之后、 层A6沉积之前, 主要依据有: 1)层A6底部为一套砾石层(底砾层), 与层A5的界面清晰, 沉积环境也有所改变, 从断陷塘型积水沉积转为坡麓槽谷堆积; 2)层A5东侧与主断面F1之间存在楔状充填AW2, AW2是松散的混杂堆积, 破碎带里的物质卷入其中, 且在AW2的底部可见层A5的黑土团块, 而上覆层A6尤其是层A6b不整合于AW2上( 图6a)。

此外, 层A2为断陷塘沉积, 与层A1间可能也有过1次构造事件, 断面F5在层A1中的断面清晰, 但延伸至层A2中显示为裂缝状。 层A1与层A0之间为断层接触, 沉积环境相变明显, 也可能存在事件。 考虑到这2个事件缺乏其他更明确的证据, 且层A0缺乏年代样品, 故这2次事件仅作为可能存在的推测事件, 不再列入下文拟讨论的事件序列中。

(2)TC2的事件-地层序列

事件BE1发生在层B4沉积之后、 层B5沉积之前, 主要依据有: 1)层B5与层B4之间的地层界线清晰, 沉积环境相变明显, 层B5为典型的断陷塘沉积形成的含砾黑土, 底部含较多砾块(底砾层), 层B4为冲洪积夹坡麓堆积形成的褐黄色砂砾土; 2)断层F5和F4断错了层B4, 而上覆地层B5呈现出沿裂缝充填的特征( 图 5)。

事件BE2发生在层B5沉积之后、 层B6沉积之前, 主要依据有: 1)层B6底部为1套砾石层(底砾层), 与层B5界面清晰, 沉积环境也有所改变, 从断陷塘型积水沉积转为积水较少的槽谷堆积; 2)层B5断错强烈, 在TC2南壁可见其垂向断距约为70cm( 图6e), 而层B6a呈坎前楔状快速堆积覆于断面上, 层B6b则已上覆于整个断层带( 图6e); 3)在TC2北壁, 沿断层F3和F2, 层B5已断错变形( 图6d), 而上覆层B6b表现为充填特征, 无断错变形; 沿断面F1, 构造楔BW2明显隆起变形, 形成局部的陡坎和裂缝, 层B6b充填于其上( 图 4)。

此外, 在层B4和B3之间可能也存在事件, 二者之间为明显的沉积不整合和断层接触, 但因缺乏其他证据, 二者之间的断层接触不能排除是由层B4沉积之后的事件引起的, 加上层B3缺乏年代样品, 故未列入事件-地层序列。

(3)2个探槽的综合事件-地层序列

TC1中层A5和TC2中层B5的沉积相和沉积特征一致, 测年结果也非常接近, 以此做为标志层, 则2个探槽揭露的后2次事件正好是相对应的。 基于此, 对2个探槽所揭露的事件进行互相对比和补充, 至少可识别出4次事件( 图 5)。 图 8 为事件-地层序列恢复示意图。

事件E1, 发生在层A2沉积之后、 层A3沉积之前;

事件E2, 发生在层A3沉积之后、 层A4沉积之前;

事件E3, 发生在层A4和层B4沉积之后、 层A5和层B5沉积之前;

事件E4, 发生在层A5和层B5沉积之后、 层A6a和层B6a沉积之前。

2.4 古地震事件的年代确定

在2个探槽中共获得了19个14C样品加速器质谱(AMS)测年结果( 表1)。 以年代校正软件OxCal 4.3.2①（①https: //c14.arch.ox.ac.uk/oxcal/OxCal. Html。）(Bronk-Ramsey, 1998)进行校正, 并进行古地震事件-地层序列年代限定, 获得了探槽揭露的最新4次事件年代序列: 事件E1: 20925— 16850BC; 事件E2: 15265— 1785BC; 事件E3: 360— 1475AD; 事件E4: 1655— 1815AD( 图 7)。

表1 联合村探槽样品的放射性年龄及其年代校正 Table1 Radiocarbon ages and calibrated calendar dates of samples from the Lianhecun trenching site

图 7 事件年代的OxCal校正结果Fig. 7 Results of OxCal analysis of radiocarbon dates from the trenching site.

图 8 探槽揭露的地震事件恢复示意图Fig. 8 Schematic reconstruction of faulting events at the Lianhecun trench site.

3 讨论

综合2个探槽的开挖结果, 可推断联合村探槽地点至少发生过4次地表破裂事件: 事件E1: 20925— 16850BC; 事件E2: 15265— 1785BC; 事件E3: 360— 1475AD; 事件E4: 1655— 1815AD。 从获得的事件序列看, 事件E3和E4对应的沉积地层为典型的断陷塘和断层槽谷沉积, 2个探槽揭露的沉积特征、 断错特征和测年结果基本一致, 地层序列相对完整, 沉积厚度相对稳定, 并有系列样品控制, 这2次事件的限定结果应该比较可信。 而事件E2限定的时间跨度较大, 即层A3至层A4、 B4之间的时间跨度较大。 层A3底部和顶部均有2个以上样品控制, 测年结果为19~15ka BP; 而层A4较薄, 仅有1个炭样控制, 结果为(1 710± 30)a BP; 层B4为断层带之间的堆积, 有过构造变形, 且仅获得了1个测年结果, 为(3 440± 30)a BP。 层A3与层A4(B4)的地层年龄结果显示出2套地层之间存在约15ka的沉积间断, 但联合村探槽仅揭露出1次事件E2, 存在漏记事件的可能, 其间揭露的事件是否完整仍有待其他地点的相关研究予以补充。

沿石棉断裂, 宋方敏等(2002)在陡坎子村附近开挖了1个探槽, 揭露出2次事件, 以热释光样品测年结果限定的事件年代分别约为距今35 000a和3 500a( 图 9)。 何玉林等(2006)开挖的草里马村探槽揭露了该处距今约9 450a(14C测年结果)以来可能有过2次事件, 但2次事件的依据并不明显, 也未能限定事件的具体时间。 孙浩越等(2015)在黑林子开挖了1个探槽, 揭露出50.3~17.4ka BP(光释光测年结果)之间有过2次事件, 但未揭露全新世期间的破裂事件。 对比几个探槽揭露的事件, 黑林子探槽揭露的最新事件可能与我们揭露的事件E1相当, 陡坎子探槽揭露的最新一次事件在我们揭露的事件E2的年代区间内, 有可能是同一次事件。 如果两者是同一次事件, 则其年代可以限定为距今约3 500a。 但草里马探槽没有具体的年代限定资料, 无法进行具体的比较和补充。

图 9 石棉断裂古地震事件与前人研究的对比
线段表示事件的年龄范围, 带箭头的射线表示事件仅限定出最老年龄; 灰色区域示意综合前人研究得出的古地震事件结果。黑林子探槽数据源自孙浩越等(2015), 陡坎子探槽数据源自宋方敏等(2002), 草里马探槽数据源自何玉林等(2006)Fig. 9 Comparison of paleo-earthquake events in the Shimian Fault with previous studies.

比较可信的最新2次事件在2个探槽均有揭露, 事件发生的时间在360AD以后, 反映了石棉断裂历史上就有过地表破裂事件。 其中, 最近一次事件的年代限定为1655— 815AD, 该时间段在中国历史上处于明清时期。 据相关史料记载, “ 自明洪武二十五年(1392AD), 该地区的地方建制完备, 石棉越西一带属越嶲卫, 辖镇西守御千户所(今甘洛海棠镇附近)及邛部长官司(今越西县城区), 到清雍正六年(1726AD)改越嶲卫为越嶲厅, 属宁远府” (越西县治编纂委员会, 1994; 李林蔚, 2015)。 但查阅该地区该时间段的历史地震(顾功叙, 1983; 国家地震局震害防御司, 1995; 孙成民, 2010)时, 只找到惟一一条可能与此次事件相匹配的历史地震记录: 1786年6月1日磨西 73/4级地震。 已有研究基本都认为此次地震的发震构造为鲜水河断裂的磨西段, 地表破裂带位于康定— 田湾一带(王新民等, 1988; 陈桂华等, 2011; Chen et al., 2016), 但该次地震是否也已使康定以北的色拉哈— 康定段破裂目前尚存争议(Wen et al., 2008)。 值得指出的是, 该次地震之后的第2天, 又有1次6级以上地震发生, 第10天(即6月10日)还发生了泸定得妥7级以上地震(国家地震局震害防御司, 1995)。 石棉县城一带是龙门山断裂带与鲜水河断裂、 安宁河断裂、 大凉山断裂的交会部位, 通常也称为三联点。 1786年磨西地震历史记录的震级大, 10d内又连续发生3次6级以上大地震, 很有可能引发多断层破裂(陈立春等, 2018)。 据历史记载(国家地震局震害防御司, 1995; 孙成民等, 2010), “ 6月1日地震造成摩岗岭大山倒塌, 堵塞大渡河, 河水断流十日” ; 6月10日泸定得妥7级以上地震导致摩岗岭附近堵塞大渡河的山体溃决, 造成下游发生水灾。 得妥7级以上地震的震中距探槽地点仅40km。 探槽揭露的最新一次事件很可能与1786年6月1日磨西 73/4级或6月10日得妥7级以上地震有关, 但仍需进一步的研究。

以最后2次事件的间隔计, 石棉断裂破裂事件的复发间隔约为800a。 即便此前的事件存在遗漏, 该结果也反映了断裂现今破裂的重复间隔已大大缩短, 即断裂活动有加剧的趋势。 与三联点的其他活动断裂相比, 石棉断裂的活动重复间隔较安宁河断裂带北段稍长(冉勇康等, 2008), 但基本接近; 与鲜水河断裂带磨西段最新2次事件的重复间隔几乎相当(梁明剑, 2019)。 石棉地区地处多条断裂的交会区域, 地震构造复杂, 是川滇地区未来强震的重点监测区, 以前的研究主要集中评估安宁河断裂和鲜水河断裂的大地震危险性(Papadimitriou et al., 2004; Yi et al., 2004; 闻学泽等, 2008)。 本文的研究结果表明石棉断裂同样存在较高的地震危险性, 需要进一步的关注。

4 结论

(1)联合村探槽组揭露的石棉断裂晚更新世末以来至少发生过4次破裂事件, 依次为: 事件E1: 20925— 16850BC; 事件E2: 1526— 1785BC; 事件E3: 360— 1475AD; 事件E4: 1655— 1815AD。 最新2次事件限定的结果应该比较可信, 最近一次事件可能与1786年6月1日磨西 73/4级或6月10日得妥7级以上地震有关。

(2)石棉断裂现今活动有加剧的趋势, 最新两侧破裂事件的复发间隔约为800a, 与三联点的其他活动断裂相比, 该断裂的活动重复间隔较安宁河断裂带北段稍长, 但基本接近; 而其与鲜水河断裂带磨西段的复发间隔几乎相当。 与鲜水河断裂磨西段、 安宁河断裂北段相比, 石棉断裂同样存在较高的地震危险性, 需要进一步关注。

致谢 冉勇康研究员对探槽和论文研究工作给予了精心指导, 在此表示衷心感谢!

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