引用本文
李西, 冉勇康, 吴富峣, 马兴全, 张彦琪, 曹筠. 小江断裂带西支晚第四纪强震破裂特征[J]. 地震地质, 2018,40(6): 1179-1203.
LI Xi, RAN Yong-kang, WU Fu-yao, MA Xing-quan, ZHANG Yan-qi, CAO Jun. RUPTURE CHARACTERISTICS OF LATE QUATERNARY STRONG EARTHQUAKES ON THE WESTERN BRANCH OF THE XIAOJIANG FAULT ZONE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(6): 1179-1203.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.06.001
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小江断裂带西支晚第四纪强震破裂特征
李西1), 冉勇康2), 吴富峣2), 马兴全2), 张彦琪1), 曹筠2)
1)云南省地震局, 昆明 650224
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

〔作者简介〕李西, 男, 1975生, 2015年于中国地震局地质研究所获构造地质学专业博士学位, 高级工程师, 主要从事活动构造、 古地震研究、 震灾预防, 电话: 13708402758, E-mail: lixgj@126.com。

收稿日期: 2018-02-05
基金项目: 中国地震局预测所科研业务专项(2017IES0102),国家自然科学基金(41372218)和科技部国际科技合作项目(2015DFA21260)共同资助
摘要

小江断裂带地处青藏高原东南缘, 系川滇菱形地块与华南地块的边界断裂带。1833年小江断裂带西支曾发生过云南历史上最大的嵩明8级特大地震。研究小江断裂带晚第四纪地表变形和强震破裂行为对认识断裂带乃至川滇地区未来地震危险性以及青藏高原东南缘构造演化都至关重要。文中通过在小江断裂带西支开挖的多个大型探槽取得了一些新的认识: 草海子探槽共揭露出6次古地震事件, 从老到新依次为事件U、 V、 W、 X、 Y和Z, 分别发生于40000—36300BC、 35400—24800BC、 9500BC—500AD、 390—720AD、 1120—1620AD和1750AD至今。干海子探槽共揭露出3次古地震事件, 从老到新依次为事件GHZ-E1、 GHZ-E2和GHZ-E3, 分别发生于3300BC—400AD、 770—1120AD和1460AD至今。大坟地探槽古地震事件分别为: 事件E1, 发生于22300—19600BC; 事件E2, 发生于18820—18400BC; 事件E3, 发生于18250BC至今。干海子探槽与草海子探槽同在小江断裂带西支上, 且两探槽相距仅约400m, 结合历史地震记录并使用古地震研究的逐次限定法可限定该段全新世晚期记录较完整的4次古地震事件发生时间分别是500—720AD、 770—1120AD、 1460—1620AD和AD1833, 平均复发间隔约370~440a, 这一结果小于前人所得的约900a的平均复发间隔。因此, 应重新评估小江断裂带未来的地震危险性。结合前人研究结果发现, 小江断裂带西支在晚更新世晚期至全新世早、 中期很可能以分段破裂为主, 而在全新世中晚期以来具有丛集及整个西支断裂全段破裂的特征。

关键词: 小江断裂带西支; 大型探槽; 古地震; 复发间隔; 断裂破裂特征
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)06-1179-25
RUPTURE CHARACTERISTICS OF LATE QUATERNARY STRONG EARTHQUAKES ON THE WESTERN BRANCH OF THE XIAOJIANG FAULT ZONE
LI Xi1), RAN Yong-kang2), WU Fu-yao1), MA Xing-quan1), ZHANG Yan-qi1), CAO Jun2)
1)Earthquake Administration of Yunnan Province, Kunming 650224, China
2)Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract

The Xiaojiang fault zone is located in the southeastern margin of the Tibetan plateau, the boundary faults of Sichuan-Yunnan block and South China block. The largest historical earthquake in Yunnan Province, with magnitude 8 occurred on the western branch of the Xiaojiang Fault in Songming County, 1833. Research on the Late Quaternary surface deformation and strong earthquake rupture behavior on the Xiaojiang Fault is crucial to understand the future seismic risk of the fault zone and the Sichuan-Yunnan region, even crucial for the study of tectonic evolution of the southeastern margin of Tibetan plateau. We have some new understanding through several large trenches excavated on the western branch of the Xiaojiang fault zone. We excavated a large trench at Caohaizi and identified six paleoseismic events, named U through Z from the oldest to the youngest. Ages of these six events are constrained at 40000-36300BC, 35400-24800BC, 9500BC-500AD, 390-720AD, 1120-1620AD and 1750AD-present. The Ganhaizi trench revealed three paleoearthquakes, named GHZ-E1 to GHZ-E3 from the oldest to the youngest. Ages of the three events are constrained at 3300BC-400AD, 770-1120AD, 1460AD-present. The Dafendi trench revealed three paleoearthquakes, named E1 to E3 from the oldest to the youngest, and their ages are constrained at 22300-19600BC, 18820-18400BC, and 18250-present. Caohaizi and Ganhaizi trenches are excavated on the western branch of the Xiaojiang Fault, the distance between them is 400m. We constrained four late Holocene paleoearthquakes with progressive constraining method, which are respectively at 500-720AD, 770-1120AD, AD 1460-1620 and 1833AD, with an average recurrence interval of 370~440a. Large earthquake recurrence in the late Holocene is less than the recurrence interval of ~900a as proposed in the previous studies. Thus, the seismic hazard on the Xiaojiang Fault should be reevaluated. We excavated a large trench at Dafendi, about 30km away south of Caohaizi trench. Combining with previous paleoseismological research, it is found that the western branch of Xiaojiang Fault was likely to be dominated by segmented rupturing in the period from late of Late Pleistocene to early and middle Holocene, while it was characterized by large earthquakes clustering and whole segment rupturing since late Holocene.

Keyword: the western branch of the Xiaojiang fault zone; large scale trench; paleoearthquake; recurrence interval; rupture characteristics of the fault
0 引言

小江断裂带地处青藏高原东南缘, 是1条形成与发育历史久远的断裂带, 是构成所谓 “ 康滇古陆” 或南北地震带的组成之一, 系川滇菱形地块与华南地块的边界断裂带(图1)。新构造运动以来, 小江断裂带构造活动十分活跃, 无论是断块垂直差异运动, 还是沿断裂走向的滑动, 在西南地区乃至中国大陆上显得非常突出, 造成了青藏高原东南缘高山深谷地貌, 也诱发了十分频繁的地震活动和多种类型的地质灾害(宋方敏等, 1998)。近年来, 众学者对小江断裂带以北的鲜水河、 安宁河、 则木河断裂的古地震序列、 强震复发习性等有了较全面的研究(徐锡伟等, 2005; 闻学泽等, 2007; He et al., 2008; 冉勇康等, 2008; Wen et al., 2011; 王虎, 2012; Wang et al., 2013)。然而, 针对同为川滇菱形块体边界断裂的小江断裂带在这些方面的研究近年来鲜见报道。基于汶川大地震给我们的启示以及云南自1996年丽江7级地震以来超过20a未发生7级以上大地震的严峻形势, 研究青藏高原东南缘南北地震带上的小江断裂带古地震序列及强震破裂特征就成了亟待解决的问题(刘静等, 2008)。

图1 青藏高原及其毗邻地区构造地貌图(据Tapponnier et al., 2001; 邓起东等, 2002)
黑色中空大箭头表示相对欧亚地块运动方向。 ANHF安宁河断裂; ZMHF则木河断裂; DLSF大凉山断裂; XJF小江断裂。 黄色矩形框表示图2范围Fig. 1 Tectonic and topographic map of Tibet and adjacent regions
(simplified and modified from Tapponnier et al., 2001; DENG Qi-dong et al., 2003).

1 小江断裂带晚第四纪活动特征

小江断裂带近SN走向, 全长约400km。前人根据断裂内部结构, 将小江断裂带分为北、 中、 南3段(图2): 北段自巧家顺金沙江、 小江河谷而下, 经蒙姑到东川小江村, 呈单一结构; 中段自小江村分成东、 西2支, 西支由北向南过沧溪— 嵩明— 澄江, 东支由北向南过东川— 寻甸— 宜良盆地, 2支相距12~16km; 南段自宜良、 阳宗海往南, 东、 西2支断裂各分成2~4条分支平行发育或斜裂交叉, 宏观呈辫状(宋方敏等, 1998)。地球深部研究结果表明, 小江断裂带以西(川滇地块)P波速度为6.21km/s, 以东(华南地块)P波速度为6.32km/s, 在小江断裂带以西地壳厚度为41km, 以东为45km(Wang et al., 2009)。小江断裂带属超壳走滑断裂, 其中段东、 西支断裂为同向W倾的铲式断裂, 东、 西支断裂大约在25km的地壳深处归并(Wang et al., 2009), 小江断裂带的历史地震震源度大都≤ 15km(王椿镛等, 2002; Liu et al., 2005; Xu et al., 2010; 张建国等, 2011; 李德威等, 2014)。

图2 小江断裂及其邻区活动构造简图Fig. 2 Active tectonic map of the Xiaojiang Fault and its adjacent regions.

小江断裂带以左旋走滑为主, 兼局部挤压(拉张)态势。GPS观测数据表明, 小江断裂带现今平均走滑速率约为10mm/a, 由北到南逐渐变小(King et al., 1997; Wang et al., 2000; 邓起东等, 2002; 张培震等, 2002, 2003a; 唐文清, 2006; Wen et al., 2011; 韩竹军等, 2017)。构造地貌研究表明小江断裂带第四纪以来平均滑动速率为6~16.5mm/a(陈睿等, 1988; 何宏林等, 1993, 2002), 其中西支为7.5~8.6mm/a, 东支为4.5~5.1mm/a(宋方敏等, 1998)。自1500年以来, 发生在小江断裂带上M6 及以上地震多达20次(闻学泽等, 2011; Ren, 2013), 其中包括1500年宜良7级地震、 1733年东川 7 ¾ 级地震、 1789华宁7级地震及1833年嵩明8级地震(图2)。

2 小江断裂带古地震研究现状

20世纪80年代以来, 前人曾多次对小江断裂带开展过系统的断裂几何学和活动性研究工作, 获得了活动断层的几何展布、 滑动速率等一大批活动性参数, 也通过开挖探槽(图3)开展过一些古地震研究(陈睿等, 1988; Hu et al., 1988; 宋方敏等, 1998; Shen et al., 2003; 俞维贤等, 2004), 为深入研究小江断裂带的大地震危险性奠定了良好的基础。但因沿线多为石灰岩, 人类活动改造较大以及年代学技术的限制等, 前人在研究中获得可靠定年的古地震序列的情况并不多见, 因此, 古地震研究一直是小江断裂带以往研究的薄弱环节。近年来, 通过数字影像分析, 发现在小江断裂带西支存在一些断塞或断落塘, 可能很好地记录了晚第四纪的古地震事件及其年代信息, 故选择在嵩明以北的草海子、 干海子槽谷以及大坟地槽谷上开挖了4个大型探槽(图3), 开展了详细的古地震研究, 获得了一些新资料。 本文通过对这些资料进行分析, 并结合前人研究结果对小江断裂带西支的大地震活动提出新的认识。

图3 本文及前人在小江断裂带上开挖探槽分布图Fig. 3 The trench sites distribution of this paper and previous studies.

3 草海子段古地震研究

草海子一带位于小江断裂带西支的清水海及沧溪盆地之间, 是小江断裂带西支最新的构造破裂迹线较清晰、 断错地貌发育较好的地段, 断层在该段地貌上主要表现为断层槽谷和断落塘。断层东侧地层岩性以白云质钙质复矿砾岩为主, 西侧地层岩性为玄武岩, 断层两侧岩性都有利于植被的生长。周围坡面流水汇入此处断落塘, 有较好的条件记录完整事件和采集测年样品。 大量研究表明, 1833年嵩明8级地震地表破裂经过草海子段(宋方敏等, 1998; Ren, 2013), 因此, 草海子段是开挖探槽的理想场所。

为了较完整地揭露小江断裂带西支草海子段晚第四纪以来的地震活动习性, 评估其未来的地震危险性, 在草海子断落塘的北缘开挖了1个横跨整个槽谷的长50m、 宽3.5m、 深3m的大型探槽。探槽剖面揭露了丰富的断裂结构及多次古地震事件。大量14C测年结果及古地震事件分析表明, 该探槽共揭露出6次古地震事件, 从老到新依次为事件U(40000— 36300BC)、 事件V(35400— 24800BC)、 事件W(9500BC— 500AD)、 事件X(390— 720AD)、 事件Y(1120— 1620AD)及事件Z(1750AD至今)(Li et al., 2015a)。为弥补单个探槽记录的古地震信息不完整的情况, 在草海子探槽以北约400m的干海子槽谷上又开挖了2个大型探槽, 对草海子探槽揭露的事件信息进行印证和补充。

4 干海子段古地震研究

干海子位于草海子北面, 距草海子直线距离约400m(图3)。探槽部署详见图4。

图4 干海子槽谷地貌及探槽位置图(镜向N)Fig. 4 Ganhaizi fault trough and trenching site(view to the north).

4. 1 干海子段探槽一(TC1)古地震研究

(1)地层序列

在干海子段开挖了2个大型探槽。探槽一(TC1)全长> 30m, 最大编录长度约28m(图5), 平均深3.5~4m; 宽约4.5m。由于探槽偏深, 故采用阶梯形探槽(图4c)开挖方式, 一方面可防止探槽坍塌, 降低工作风险; 另一方面方便探槽墙壁清理及格网线的悬挂, 后期的探槽墙壁观察、 样品采集以及事件分析等。但阶梯探槽在照片拼接时的难度较一般探槽更大。探槽一(TC1)共揭露出13套地层, 由老到新分别表示为U1— U13, 详见表1。

图5 干海子探槽一(TC1)北墙原始照片与解释图
a 原始拼接照片; b 地质解释图, U 表示地层, 红色实线表示断层, 红色虚线表示推测断层; c 21— 28m放大图, 红色箭头指示断层位置Fig. 5 Preliminary photograph and simplified interpretation map of the northern wall of the Ganhaizi trench 1(TC1).

表1 干海子探槽一(TC1)揭露地层及描述 Table1 Unit and descriptions exposed by Ganhaizi trench 1(TC1)

(2)古地震事件分析

干海子探槽一(TC1)揭露出明确的断面信息是在23— 25m之间(图5), 断裂断错U1— U5地层的痕迹十分清晰, 尤其是断错标志性的含砾石黏土层U3及其之上的U4棕褐色黏土层和U5灰白色粉砂质层, 但由于其盖层太接近地表改造土层U13, 因此事件的活动时代较难判定; 通过对比分析TC1和TC2的位置, 此次事件可能与TC2 21— 26m之间(图6)揭露的断面(F4、F5、F6)断错U5及其以下地层, 后又被U6及U7地层覆盖的事件(GHZ-E1)为同一次事件。TC1从西到东5— 23m之间主要为断塞塘堆积序列, 塘内地层从U5— U10(图5), 具有明显的粗(含粗砾石)、 细(以细砂、 黏土为主)交互的韵律特征。 分析认为, 由于槽谷地貌东边高、 陡, 西边相对平、 缓, 塘内粗、 细交互的韵律层可能与每次构造事件后都有砾石从东坡滚下沉积到塘内(但不排除气候变化所致, 如偶发洪水携带砾石沉积等), 且事件平静期以细粒物质静水堆积为主有关。有学者也曾进行过类似的研究, 发现断塞塘沉积粗细组合的韵律性结构可能是断裂周期性活动的产物(李传友等, 2010)。由于槽谷中部(小盆地内)沉积层U11— U13是明显的回填土, 通过当地村民了解到, 塘内沉积物人为改造很大, 因此没有对塘内沉积层进行测年和比对。通过对TC1进行分析, 认为干海子段主断面和最新活动证据可能位于探槽揭露断面(图5c)的东端。因此, 选择在TC1以南约20m的地方开挖了探槽二(TC2), 具体位置见图4a。

图6 干海子探槽二(TC2)北墙拼接照片(a)与解释图(b)
U表示地层; 红色实线表示断层; 红色虚线表示推测断层; 红色小矩形框表示炭屑样品采集的位置; C2050/10270± 40a等表示样品编号及测试年龄Fig. 6 Preliminary photograph of the northern wall of the Ganhaizi trench 2(TC2)(a) and the simplified interpretation(b)of the photograph.

4.2 干海子段探槽二(TC2)古地震研究

(1)地层序列

探槽二(TC2)位于探槽一(TC1)的南部, 探槽全长> 40m, 编录长度最长达36m(图6), 探槽开口宽约4.5m, 平均深度约4m, 最深处> 6m(见图6东端)。探槽二揭露的古地震信息较探槽一丰富很多, 断面更加清晰、易于识别。由于探槽中部槽谷内被人工大量回填改造, 故着重对人工改造少、 断面信息比较丰富的东段地层进行了详细的地层划分及样品测年分析。地层描述详见表2, 断裂参数、位置及样品测年结果见图6及图7。

图7 干海子探槽二(TC2)南墙原始拼接照片(a)与解释图(b)
U表示地层; 红色实线表示断层; 红色虚线表示推测断层; 黑色单边箭头表示断层运动方向Fig. 7 Preliminary photograph of the southern wall of the Ganhaizi trench 2(TC2)(a)and the simplified interpretation(b).

表2 干海子探槽二揭露地层及描述 Table2 Unit and descriptions exposed by Ganhaizi trench 2(TC2)

(2)古地震事件分析

干海子探槽二(TC2)较探槽一(TC1)揭露出了更多断裂面信息, 揭露出的古地震信息也更加丰富。就TC2而言, 20— 36m之间, 探槽两墙都揭露出了大量的断面信息(图6, 图7), 但北墙揭露的地层较南墙更加丰富, 显示的断裂切、 盖关系更加明确, 因此, 主要围绕探槽的北墙开展古地震研究和测年分析。南北两墙相隔虽只有4m左右的距离, 断裂和地层信息却表现出明显的差异, 其主要原因可能是由于走滑断裂地表同震破裂特征多呈羽列或雁列式排列, 或多条破裂平行展布等, 地表破裂时而呈鼓包、 时而显裂缝(Xu et al., 2009; 陈立春等, 2010; Li et al., 2015b), 出现裂缝的位置更易于物质的沉积, 鼓包区则较易被剥蚀和改造。TC2的北墙在最近几次事件中可能是地震破裂的裂缝区, 而南墙可能是地震破裂的鼓包区。如果探槽正好挖在地表破裂阶区的位置, 还会出现一面墙断裂痕迹清楚, 另一面墙没有明显断裂的现象(李西等, 2018), 甚至两面墙都揭露不出断裂的情况, 这就需要组合探槽或三维探槽相互印证和补充(冉勇康等, 2012)。干海子段槽谷主控断裂在探槽的东段, 断裂呈花状结构(图6)。TC2揭露出明确的古地震事件有3次, 从老到新依次用GHZ-E1、 GHZ-E2和GHZ-E3命名。这3次古地震事件的地层证据详述见表2。

事件GHZ-E1: 该事件在TC2北墙的F1、 F3、 F4、 F5、 F6中都有反映(见图6)。在TC2北墙东段30— 36m之间(图6), 断层F1总体向W倾, 倾角40° 左右, 在顶部分为东、 中、 西3支, 其中西支断错了U5及其以下地层, 被U7地层覆盖(图6, 图8a)。F3底部向E倾, 倾角约73° , 顶部断错U5地层形成明显的构造楔, 被U7地层覆盖(图6)。F4、 F5、 F6都表现为断错U5及以下地层, 被U6地层覆盖, 其中F5断错U5地层后形成明显的构造楔, 在其顶部的U6地层具有明显的沉积加厚现象(图6)。因此, 认为事件GHZ-E1应该发生在地层U5形成以后, U6、 U7地层形成之前。

图8 干海子探槽二(TC2)北墙(a)及南墙(b)局部放大图
黑色线表示地层界线; U表示地层; 红色线表示断层Fig. 8 Preliminary partly enlarged photograph of the northern(a)and southern(b)
wall of the Ganhaizi trench 2(TC2).

事件GHZ-E2: 事件在TC2北墙F1的中支、 F2(图6, 图8a)以及南墙的F3(图7, 图8b)中都有表现。在北墙中, F1中支断裂断错U7地层后, 在盖层U8内有大量团块状物质堆积, 故推断事件GHZ-E2断错U7地层后, 形成坎前堆积地层U8; 在F2顶部, 断裂断错了U7及以下地层, 形成1个构造楔, 被U8地层所覆盖(图6, 图8a)。与北墙中F2位置相对应的断裂是南墙23— 25m的F3(图7, 图8b), F3顶部断错了U7地层, 使得U7地层出现明显的褶皱变形(图7, 图8b), 盖层U8顶部非常平直, U8地层内与北墙类似, 也有大量黄色团块状物质。因此, 认为事件GHZ-E2应发生在地层U7沉积之后, U8地层形成之前。

事件GHZ-E3: 事件GHZ-E3主要表现在TC2北墙F1的东支, 断裂断错U9灰白色地层后使U9地层形成50cm左右的垂直断距, 且断面具有明显的砾石定向排列现象(图6, 图8a)。

(3)古地震事件年代约束

在干海子探槽二剖面中采集到大量炭屑样品, 并将13个样品送到了美国Beta实验室利用加速质谱仪(AMS)进行年龄测试, 其中9个样品获得了明确的年代信息, 详细情况见表3。由于样品T2-906及T2-2050炭屑量不够, 均用沉积物进行测试。 从测年结果分析, 尽管在地层U3中样品T2-906的位置与样品T2-2050相比明显偏上(图6b), 然而其实测年龄超出其下面样品的年龄 8000多a, 出现了明显的地层倒置现象。地层U4中的样品T2-C13也明显年轻于其上覆地层U5中的2个样品C3014及C3012的年龄, 也出现了明显的地层倒置现象。因此, 利用OxCali3.10软件在进行年代校正时没有使用样品C906、 C2050及T2-C13。

表3 干海子探槽二(TC2)样品测试结果及校正结果 Table3 Radiocarbon dates and calibration results of samples for Ganhaizi trench 2(TC2)

事件GHZ-E1: 前文述及事件GHZ-E1发生在U5地层形成之后, U6、 U7地层形成之前, 因此用地层U5中的炭屑样品C3014、 C3012的年龄作为事件的年龄下限, 由于U6地层植物根系十分发育且人工改造痕迹比较明显, 因此没有对U6地层的样品进行测试, 而是采用U7中样品C23、 C28的年龄作为年龄上限, 利用OxCal 3.10软件进行年龄校正, 并将事件发生的时间限定为3300BC— 400AD(图9)。

图9 干海子探槽二(TC2)14C样品年代2σ 校正分布图Fig. 9 Results of OxCal analysis of radiocarbon ages from the Ganhaizi trench 2(TC2).

事件GHZ-E2: 前文述及事件GHZ-E2发在地层U7形成之后, U8地层形成之前, 因此, 利用地层U7中的样品C23、 C28的年龄作为事件年龄下限, 用地层U8中样品C3002, C3004的年龄作为年龄上限, 并利用OxCali3.10软件进一步限定该事件的发生时间为770— 1120AD(图9)。

事件GHZ-E3: 由于事件GHZ-E3的盖层为改造土层, 其年龄上限不清楚, 因此, 用U8地层的样品C3002、 C3004的年龄作为其年龄下限, 并利用OxCali3.10软件进一步限定该事件的发生时间为1460AD至今(图9)。

5 大坟地段古地震研究
5.1 大坟地探槽位置

大坟地探槽布设在寻甸县境内的小江断裂带西支断裂上(25.48° N, 103.09° E, 海拔约2i013m), 与草海子探槽直线距离约30km(图3), 探槽横跨断层槽谷。

5.2 大坟地探槽地层序列

在大坟地村横跨断层槽谷开挖了1个全长约35m, 宽约3.5m, 深2.5m左右的探槽, 走向 N61° W(图10)。 探槽共揭露出多套地层, 本节将详细描述与构造事件相关的11套地层, 见表4及图10。

表4 大坟地探槽揭露地层及描述 Table4 Unit and descriptions exposed by Dafendi trench

图10 大坟地探槽北壁拼接照片(a)及解释图(b)
U表示地层; 红色实线表示断裂; 红色虚线表示推测断层; 红色小矩形框表示样品采集点; D03表示样品编号; 20(310± 90)a表示样品测试年龄Fig. 10 Preliminary photograph of the northern wall of Dafendi trench(a) and simplified interpretation map(b).

5.3 大坟地古地震事件及地层证据

大坟地探槽共揭露出3次古地震事件, 从老到新依次以DFD-E1、 DFD-E2和DFD-E3命名。依据走滑断裂的古地震识别标志, 将该探槽揭露出的3次古地震事件及其地层证据详细阐述如下:

(1) 事件DFD-E1

事件DFD-E1在该探槽的北墙中的地层标识十分清晰, 地层U3倾斜程度明显大于其以上地层, 如U5、 U7、 U8等, 倾角约35° ~45° (图10), 事件DFD-E1后形成楔状坎前堆积地层U4, 之后接受静水环境堆积U5粉砂质黏土层。显然, 事件DFD-E1发生在地层U3形成之后, U4形成之前。

(2)事件DFD-E2

事件DFD-E2在该探槽北墙中的表现为: 断层断错了U5及其以下地层, 形成楔状坎前堆积砂砾石层U6。该事件及其后期事件将U1中的黑色泥炭层、 灰白色黏土层逆冲至近直立(图10c)。该事件应发生于U5地层形成以后, U6地层形成之前。

(3)事件DFD-E3

事件DFD-E3在该处地表破裂保存较为完好, 断层槽谷及断层陡坎十分清晰。在该探槽北墙中, 该事件断错了U8及其以下地层。在清理探槽剖面时, 发现该事件断层面近直立, 十分光滑, 直通地表, 见图10c最东端所示。 几次事件在该探槽北墙中形成1个走滑断裂中十分典型的花状构造, 此处表现为正花状构造(图10b, c)。

5.4 大坟地探槽古地震测年

在大坟地探槽中也采集到了大量的炭屑及木头样品, 13个样品被送到了美国Beta实验室进行加速器质谱(AMS)测年, 其中11个样品获得了测年结果, 测年结果详细归纳见表5。在这11个样品中, 其中1个木头样品的年龄存在问题, 该样品所在地层是U2, 样品名称为tr220(图10b), 该样品测得的年龄是(25 350± 130)a, 其盖层U1-3中同样也是木头样品的tr200的实测年龄是(2 6060± 140)a, tr220比其盖层的样品C777(2 5950± 140a)还年轻, 显然形成地层倒转现象, 因此不能代表地层U2在此样品采集点的实际年龄。除样品tr220外, 其他样品的年龄都遵循地层序列。因此, 用OxCali3.10软件对样品年龄校正时, 未采用样品tr220的年龄。通过年龄校正, 在95.4%的可信度下确定了古地震事件发生的时间范围分别是: 事件E1为22300— 19600BC; 事件E2为18820— 18400BC, 事件E3为18250BC至今(图11)。

表5 大坟地探槽样品测试结果及校正结果 Table5 Radiocarbon dates and calibration results of samples for Dafendi trench

图11 大坟地探槽14C样品年代2σ 校正分布图Fig. 11 Results of OxCal analysis of radiocarbon dates from the Dafendi trench.

6 小江断裂带西支强震复发间隔及古地震破裂讨论
6.1 强震复发间隔

前人在小江断裂带中段西支上开挖了多个探槽, 揭露出了6次古地震事件, 从老到新分别发生在距今 1 5000a、 1 2000a、 8i000a、 4i000a、 2i000a及1833AD, 平均复发间隔约2i000~4i000a(宋方敏等, 1998; shen et al., 2003; 俞维贤等, 2004)。同时, 有学者在水马田村以及阳宗海北面的冬瓜营村(图3)揭露出了5~7次古地震事件, 经14C测年分析, 其中冬瓜营探槽共揭露出5次记录连续的古地震事件, 从老到新分别发生在642— 216BC、 115BC— 155AD、 390— 816AD、 1410— 1600AD和1737— 1927AD, 并提出考虑1833年嵩明8级地震, 在同一地段具有约900a的强震复发周期(陈睿等, 1988; Hu et al., 1988)。

通过在小江断裂带西支草海子开挖的大型探槽及大量炭屑及木头样品测年结果分析确定, 草海子探槽(图3)共揭露出了6次古地震事件, 从老到新, 依次用CHZ-E1— CHZ-E6分别表示6次事件。通过OxCali3.10软件对测年结果进行校正, 在95.4%的可信度下确定了草海子探槽揭露出的6次古地震事件发生时间的范围分别是: 40000— 36300BC、 35400— 24800BC、 9500BC— 500AD、 390— 720AD、 1120— 1620AD及1750AD至今。后期在草海子北约400m的干海子(图3)槽谷上又开挖了2个大型探槽, 分别揭露出了3次明确的古地震事件, 从老到新依次用GHZ-E1、 GHZ-E2和GHZ-E3命名。通过OxCali3.10软件对测年结果进行校正, 在95.4%的可信度下确定了干海子探槽揭露出3次古地震事件发生时间的范围分别是: 3300BC— 400AD、 770— 1120AD和1460AD至今。鉴于草海子探槽与干海子探槽相距仅400m左右且同在西支断裂上(图3), 利用古地震分析的逐次限定法(张培震等, 2003b)分析草海子— 干海子段古地震事件。由于干海子段未揭露出全新世之前的早期事件, 故仅将2区段全新世期间的事件进行了逐次限定法分析(图12)。在运用逐次限定法分析时, 尽量保证事件的独立性(如干海子揭露的GHZ-E2, 它在草海子段没有对应时段的事件, 且没有事件与其年代重叠, 则将该事件独立保留); 如果2段揭露的时段存在包含的关系(如草海子段揭露事件CHZ-E3事件的年代范围 9500BC— 500AD包含了干海子事件GHZ-E1的年代范围 3300BC— 400AD), 则将这次事件的年代限定在被包含事件的年代内(即GHZ-E1的年代3300BC— 400AD); 如果某一事件只有年代下限(如干海子段E3的1460AD至今), 而另一事件(如草海子段事件E5的年代1120— 1620AD)包含了其年代下限且有年代上限, 则将事件的年代限定为前者的年代下限至后者的年代上限(即1460— 1620AD)。根据这一原则, 用灰色矩形框表示事件年代限定范围(图12), 得到草海子— 干海子段全新世期间5次古地震事件, 从老到新其发生时间分别为: 3300BC— 400AD、 500— 720AD、 770— 1120AD、 1460— 1620AD及1750AD至今。

图12 利用逐次限定法分析草海子— 干海子段全新世期间古地震事件Fig. 12 The Holocene paleoseismic sequences constrained with progressive constraining method along the Caohaizi-Ganhaizi segment.

有历史记录以来, 在1300— 1900年之间, 小江断裂带中段历史强震记录有1733年东川 M7 ¾ 地震、1833年嵩明8.0级大地震(云南省地震局, 1988)与草海子— 干海子段最新事件(1750AD至今)关系紧密, 草海子— 干海子段探槽正好位于2次地震的震中之间(图3)。根据历史地震记录资料分析(云南省地震局, 1988), 1733年东川M7 ¾ 地震地表破裂发生在小江断裂带东支上; 大量研究认为1833年M8 地震将整个小江断裂西支全部破裂(宋方敏, 1998; Ren, 2013)。因此, 草海子— 干海子段最新1次古地震事件(1750AD至今)应对应1833年嵩明8级地震。草海子— 干海子段记录连续的4次古地震事件从老到新分别发生在500— 720AD、 770— 1120AD、 1460— 1620AD和1833AD, 4次事件的平均复发间隔约 370~440a。在这4次事件中, 仅最近1次事件即1833年嵩明8级地震有明确的历史记录, 事件1460— 1620AD与Hu等(1988)在冬瓜营段揭露的事件1410— 1600AD的年代较为接近, Hu等认为此次事件对应1500年宜良M7地震; 另外2次事件500— 720AD和770— 1120AD, 由于缺乏事件位错量大小、 滑动速率等数据, 无法确定震级规模。前人有研究认为, M≥ 6 ¾ 地震可产生地震地表破裂带(宋方敏等, 1998)。最近在研究2014年鲁甸MS6.5地震中发现, 云南地区6.5级强震可以产生地表破裂并可能在地质记录中留下遗迹(Li et al., 2015b; Xu et al., 2015; 李西等, 2018)。也有学者研究认为MW 5.8地震也可以产生地表破裂, 并在地质记录中留下遗迹(Liu-Zeng et al., 2007)。因此, 草海子— 干海子段揭露的4次事件复发间隔是包含了1833年嵩明8级地震在内的, 可能存在M7左右古地震的强震复发间隔。这一认识小于前人得到的约900a的强震复发周期(陈睿等, 1988; Hu et al., 1988)。

6.2 古地震破裂特征

前文针对在小江断裂带西支几个段落上开挖的探槽及14C样品测试、 校正、 古地震事件分析及年代限定等进行了详细的描述, 为了讨论小江断裂带西支的破裂特征, 将结合前人研究成果及本文研究内容进行对比研究(图13)。

图13 小江断裂中段西支(从上到下按从南到北顺序)古地震序列年代对比
黑色填充矩形框为本文开挖探槽及年代限定; 灰色填充区为前人研究冬瓜营段(Hu et al., 1988)及水马田段(陈睿等, 1988)的结果Fig. 13 The paleoseismic sequence on the middle segment of the west branch of the Xiaojiang Fault(top to bottom in order from south to north).

前人在小江断裂带上开挖了多个探槽(图3), 这些探槽中揭露了连续古地震事件以及明确古地震年代信息的并不多, 除Hu 等(1988)在冬瓜营段利用14C测年技术获得了最近2i500a以来5次连续的古地震事件外(图13), 其他地段年代多采用热释光或个别炭屑样品年龄以及地貌对比方法进行古地震事件年代限定(陈睿等, 1988; 宋方敏等, 1998)。

草海子— 干海子段探槽距大坟地探槽约30km, 距冬瓜营探槽约80km; 大坟地探槽距水马田探槽约2km(图3)。将前人用14C年龄较好限定的冬瓜营段(Hu et al., 1988)及水马田段(陈睿等, 1988)的古地震事件与在草海子— 干海子段和大坟地段揭露的古地震事件进行了综合分析(图13)。从图13中可以看出, 小江断裂带西支在晚更新世中晚期至全新世早、 中期(40000— 4000BC), 从南至北, 从冬瓜营、 大坟地、 水马田至草海子— 干海子段, 仅水马田段揭露的事件29150— 27010BC与草海子— 干海子段的E2事件有年代重叠, 即水马田段与草海子— 干海子段在29150— 27010BC期间发生过1次大地震事件, 使得这2段同时产生破裂且在地表均留下了地震遗迹; 其他段落, 尤其是冬瓜营至草海子— 干海子段没有古地震事件年代明显重叠现象(图13), 该时期小江断裂带西支很有可能表现出分段破裂现象, 但不排除为探槽事件记录不完整造成古地震事件遗漏的现象。而在全新世中、 晚期以来(3300BC— 1833AD), 冬瓜营段至草海子— 干海子段相距约80km, 该距离几乎是小江断裂带西支的全长(图3), 2段均记录了较连续的多次古地震事件, 较晚更新世中晚期至全新世早、 中期明显具有丛集特征。而且全新世中、 晚期古地震事件具有明显的年代重叠现象, 如: 冬瓜营的最新事件(1737AD至今)与草海子— 干海子段的最新1次事件E7(1750AD至今)、 冬瓜营段事件(1410— 1600AD)与草海子— 干海子段的E6(1460— 1620AD)、 冬瓜营段事件(390— 816AD)与草海子— 干海子段的E4(500— 720AD)以及冬瓜营段事件(642— 216BC和115BC— 155AD)与草海子— 干海子段的E3(3300— 400AD)。 该现象(图13)表明, 小江断裂带西支在全新世中晚期以来具有地震丛集及整个西支断裂全段破裂特征。

7 结论

前人研究表明, 小江断裂带西支整体呈左行左阶排列, 阶区之间发育了一系列拉分盆地, 如沧溪盆地、 清水海及嵩明盆地等, 这些段落均以剪张性为主(宋方敏等, 1998)。草海子— 干海子段探槽剖面大量挤压皱曲地层(Li et al., 2015a)及逆冲断层(图5— 7)的揭露表明, 该区段以压剪性为主, 其断层槽谷应为压扭性槽谷。

本文在草海子— 干海子段开挖的探槽揭露出了7次古地震事件, 其中记录较为连续的最近4次古地震事件分别发生在500— 720AD、 770— 1120AD、 1460— 1620AD和1833AD, 4次事件的平均复发间隔约 370~440a, 这一认识小于前人得到的约900a的平均复发周期, 因此, 应重新评估小江断裂带未来地震危险性。

结合前人及本文在冬瓜营— 草海子段古地震研究及大量14C测年结果分析表明, 小江断裂带西支在晚更新世晚期至全新世早、 中期很有可能是以分段破裂为主; 而在全新中晚期以来小江断裂西支具有地震丛集及整个西支断裂全段破裂特征。

致谢 在野外地质地貌调查、 探槽剖面分析工作中得到了皇甫岗、 陈立春、 张建国研究员等的指导意见及建议, 审稿专家提出了修改意见及建议, 在此一并表示感谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

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