走滑斷裂百萬年時(shí)間尺度位移量估計(jì)及其在阿爾金斷裂系中的應(yīng)用

黃飛鵬，張會(huì)平，熊建國(guó)，趙旭東

中國(guó)地震局地質(zhì)研究所地震動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration，Beijing 100029，China

0 引言

走滑斷裂系統(tǒng)是調(diào)節(jié)大陸內(nèi)部構(gòu)造變形的重要組成部分，定量獲取這些斷裂的活動(dòng)歷史及其速率是大陸動(dòng)力學(xué)研究的基礎(chǔ)，同時(shí)也能深入了解大陸巖石圈變形機(jī)制以及其隨時(shí)間演化的過程(Peltzer et al., 1989; 李海兵等, 2001; Tapponnier et al., 2001; Zhang et al., 2007; Molnar and Dayem, 2010; 肖澤坤和童亨茂, 2020)。大陸內(nèi)部走滑斷裂的滑動(dòng)速率是認(rèn)識(shí)巖石圈變形必需的參數(shù)之一(崔軍文等, 1999, 2002; 陳文彬和徐錫偉, 2006; Molnar and Dayem, 2010)。以青藏高原為例，走滑斷裂較高的滑動(dòng)速率通常被解讀為“大陸逃逸模式”，該模式認(rèn)為大陸構(gòu)造變形主要沿著大型走滑斷裂運(yùn)動(dòng)，并通過一系列斷裂分割的剛性塊體的橫向滑移來實(shí)現(xiàn)，變形主要發(fā)生在塊體邊界斷裂帶上(Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 1982; Peltzer and Tapponnier, 1988; Avouac and Tapponnier, 1993;陳文彬和徐錫偉, 2006)，而斷裂間塊體表現(xiàn)為剛性不遭受變形。而以走滑斷裂具有較低滑動(dòng)速率的“連續(xù)變形模式”則認(rèn)為，印度和歐亞板塊的會(huì)聚大多為巖石圈的增厚所吸收，大陸變形以縮短和變厚為主要特征(England and Houseman, 1986; Houseman and England, 1993; 張培震等, 2002, 2004; Zhang et al., 2004, 2007)。其強(qiáng)調(diào)構(gòu)造變形不僅局限于主要的邊界斷裂帶附近，而是地殼物質(zhì)側(cè)向擠出量較小，變形以分布式為特征(Houseman and England, 1993; England and Molnar, 1997;張培震等, 2002, 2013)。

定量獲得走滑斷裂在地質(zhì)歷史時(shí)期的活動(dòng)歷史及其速率，很大程度上也取決于對(duì)走滑位移量的估計(jì)、以及現(xiàn)有與殘存構(gòu)造位移標(biāo)志的研究，這些位移標(biāo)志可以用于認(rèn)識(shí)和分析斷裂位錯(cuò)區(qū)的性質(zhì)。沿走滑斷裂兩盤被位錯(cuò)的特征地質(zhì)體，如巖漿巖、地層界線等，通常是長(zhǎng)時(shí)間尺度斷裂累積位移量恢復(fù)的良好標(biāo)志，被用來限制較長(zhǎng)地質(zhì)歷史，如中新世或更老的斷裂位移量(Yue and Liou, 1999; Yue et al., 2005)。而較為年輕的地貌單元，如沖溝、階地、冰磧物等，大多被用來限定晚第四紀(jì)以來的小幅度位移?？勺鳛樽呋灰茦?biāo)志的地貌特征主要有河流(沖溝)階地和沖洪積扇，上述這兩種位錯(cuò)標(biāo)志在區(qū)域范圍內(nèi)有一定的代表性和可對(duì)比性(Weldon II and Sieh, 1985; Rockwell, 1988; Avouac and Tapponnier, 1993; Lavé and Avouac, 2000)。從已有資料綜合來看，現(xiàn)有研究普遍缺乏介于長(zhǎng)時(shí)間尺度(>Ma)地質(zhì)體累積位移和短時(shí)間尺度(晚第四紀(jì)以來)微地貌單元位錯(cuò)以及年—十年尺度的大地測(cè)量觀測(cè)之間的斷裂位移量，特別是上新世—更新世走滑斷裂位移量的數(shù)據(jù)，因此構(gòu)成了理解走滑斷裂長(zhǎng)期、短期演化歷史的“空區(qū)”，亟需對(duì)大型走滑斷裂介于長(zhǎng)短時(shí)間尺度內(nèi)，即上新世—更新世，走滑斷裂位移量及其速率開展研究，為理解走滑活動(dòng)斷裂的活動(dòng)習(xí)性提供參考，進(jìn)而有利于防治和減輕地質(zhì)災(zāi)害(白永健等, 2019)。

1 走滑斷裂位錯(cuò)常規(guī)標(biāo)志

可識(shí)別的斷錯(cuò)標(biāo)志對(duì)于測(cè)量構(gòu)造活動(dòng)所形成的變形量是很重要的。最好的地貌標(biāo)志是容易識(shí)別的面狀和線性地貌，并具有3個(gè)特征：可知原始未變形的幾何形態(tài)，可測(cè)得形成年代和在研究的構(gòu)造活動(dòng)時(shí)間尺度內(nèi)具有高保存潛力(Burbank and Anderson, 2012)。

1.1 面狀地貌

常用于活動(dòng)構(gòu)造或新構(gòu)造研究的面狀地貌包括海岸或河流階地、海灘、海洋或湖泊三角洲、洪積扇、熔巖流、碎屑流、崩塌碎屑物和夷平面。海洋與陸地之間的海岸階地、海灘，有利于認(rèn)識(shí)海平面變化，而且如果能理清階地和曾經(jīng)的海平面之間的關(guān)系，就能獲得垂直變形速率(Lambeck and Chappell, 2001; Mcsaveney et al., 2006)。

海洋或者湖泊形成的三角洲能記錄曾經(jīng)的水平面變化(Thorson, 1989)。利用河流階地恢復(fù)沉積-侵蝕循環(huán)過程也能揭示氣候或者構(gòu)造變化事件(Thompson et al., 2002; Pan et al., 2003)。由于洪積扇具有坡度向扇緣遞減和縱剖面呈上凹型的特征，而且容易識(shí)別出斷裂作用所形成的位移，也被作為一個(gè)重要的地貌標(biāo)志(Lee et al., 2001)。熔巖流具有易保存和放射性測(cè)年方法可直接獲得年齡的特點(diǎn)，是一種極好的地貌標(biāo)志。碎屑流和崩塌碎屑物部分取決于沉積時(shí)的含水量與粘度，其中采集到的測(cè)年物質(zhì)所獲得的年齡非常接近沉積年齡，是響應(yīng)瞬時(shí)事件的地貌標(biāo)志(Whipple and Dunne, 1992)。另外，由于長(zhǎng)期處于構(gòu)造活動(dòng)平靜期，僅遭受侵蝕作用而形成低起伏的夷平面，它與鄰近構(gòu)造活動(dòng)形成的高起伏地貌面一起不僅能反映長(zhǎng)時(shí)間尺度下的構(gòu)造抬升量，也能校正位于該夷平面之下的侵蝕量，并能評(píng)估抬升基巖面的切割過程(Oskin and Burbank, 2005; Goode and Burbank, 2011)。

1.2 線性地貌

常用于活動(dòng)構(gòu)造或新構(gòu)造研究的線狀地貌包括海岸線、湖岸線、冰磧壟、河道和山脊，甚至包括一些人造景觀。斷錯(cuò)的面狀地貌更適合解釋區(qū)域上的變形，而線性地貌，如冰川搬運(yùn)碎屑物時(shí)所形成的長(zhǎng)條狀地貌——冰磧壟，則是可以用來清楚地測(cè)量位移的理想標(biāo)志，其記錄的側(cè)向位移可以從走向上的位移測(cè)得，垂直位移則可根據(jù)斷層兩盤的地形高差獲得(Chevalier et al., 2005; Owen et al., 2008)。而湖岸線則用于研究地方性的湖盆或者封閉性構(gòu)造盆地的收縮所導(dǎo)致的地殼反彈效應(yīng)(Adams et al., 1999; Caskey and Ramelli, 2004)，甚至可以用于限定斷裂滑動(dòng)速率(Shi et al., 2014)。走滑斷裂斷錯(cuò)的河道和山脊也可以清晰地記錄橫向的位移。由于斷裂的走滑運(yùn)動(dòng)，河流在穿過斷層時(shí)突然終止，成為斷頭河，而山脊則會(huì)被斷錯(cuò)甚至形成閘門脊(Frankelet al., 2007; Zielke et al., 2010)。

除了自然條件下形成的線性地貌之外，還有許多人造景觀，比如鐵路、公路、車痕、人行道、圍欄，都可以用來測(cè)量構(gòu)造變形量，并作為最近地震形成的同震位移，用來豐富斷層破裂帶最新的位移數(shù)據(jù)庫(kù)。

2 走滑位移量估算新方法

確定長(zhǎng)期斷裂位移量的難題常常是不易找到合適的地貌標(biāo)志。洪積扇是暫時(shí)性山地水流在出山口堆積形成的扇形地貌，往往是山體階段性隆升與氣候變化相互耦合的產(chǎn)物，尤其在干旱—半干旱地區(qū)普遍發(fā)育。在一定區(qū)域范圍內(nèi)洪積扇的發(fā)育具有同期性的特征，因此洪積扇常常作為活動(dòng)構(gòu)造研究的媒介(徐錫偉等, 2003; 付碧宏等, 2006)。基于洪積扇扇體和斷裂的空間交切關(guān)系，恢復(fù)晚第四紀(jì)走滑斷裂水平滑動(dòng)位移的模式已被廣泛應(yīng)用到斷裂滑動(dòng)速率研究中(Van Der Woerd et al., 2006; Fletcher et al., 2011;黃飛鵬等, 2018)。但是在實(shí)際研究過程中，洪積扇總會(huì)受到后期的改造作用，使得洪積扇的邊界變得模糊不清。因此，如果利用殘留的斷錯(cuò)洪積扇結(jié)合其上游匯水盆地，則可以恢復(fù)走滑斷裂上的大規(guī)模水平位移量，進(jìn)而填補(bǔ)長(zhǎng)期走滑速率研究的不足。

2.1 異常洪積扇體分布溯源

Dade and Verdeyen(2007)利用統(tǒng)計(jì)學(xué)方法分析了分布在美國(guó)、意大利、阿根廷、西班牙、波利維爾、印度和火星上的255個(gè)洪積扇，假設(shè)所涉及到的地貌單元都處于穩(wěn)定狀態(tài)，上游匯水盆地處于空間上均一的構(gòu)造、巖性和氣候條件，并保存有良好的河谷結(jié)構(gòu)，獲得了洪積扇與它對(duì)應(yīng)的匯水盆地存在數(shù)學(xué)關(guān)系：Af=γAc，其中Af為洪積扇面積，Ac為匯水盆地面積，γ為常數(shù)0.5±0.35。即洪積扇面積與其對(duì)應(yīng)的匯水盆地面積大小相近，如果相差較大，則可能是構(gòu)造活動(dòng)導(dǎo)致的結(jié)果(Poussebeltran et al., 2017)。因此，通過對(duì)斷錯(cuò)洪積扇填圖，并從數(shù)字高程數(shù)據(jù)中提取上游匯水盆地，計(jì)算出兩者的面積進(jìn)行比較，則可恢復(fù)斷裂的走滑位移量，最終獲得斷裂走滑速率。

如圖1中所示，匯水盆地A的規(guī)模大于洪積扇a，而匯水盆地C的規(guī)模遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于洪積扇c，根據(jù)上述的關(guān)系式，則可判斷出這一區(qū)域明顯存在地貌異常，即存在水平運(yùn)動(dòng)的影響，導(dǎo)致洪積扇體的分布異常。

圖1 斷錯(cuò)洪積扇與上游匯水盆地異常分布恢復(fù)位移模式

2.2 源匯物質(zhì)組成示蹤

雖然走滑斷裂斷錯(cuò)的洪積扇與其上游河道之間的位錯(cuò)量無法用常規(guī)的地貌恢復(fù)方法進(jìn)行有效限定，然而考慮到沿?cái)嗔炎呦蛏铣练e物的巖性礦物組分可能存在一定的差異，如圖2所示，山前洪積扇經(jīng)走滑斷裂斷錯(cuò)后，累積的大規(guī)模位錯(cuò)已超過現(xiàn)今河谷位置，那么，通過對(duì)斷錯(cuò)洪積扇的巖性與其可能的上游河道內(nèi)沉積物巖性進(jìn)行對(duì)比分析，可以有效地解決洪積扇位錯(cuò)超過溝谷間距的問題。Ginat et al.(1998)曾利用識(shí)別JabalRisha洪積扇上礫石成分，對(duì)比上游源區(qū)并成功追索了斷裂位錯(cuò)幅度。這種利用巖性礦物組分對(duì)比分析的方法，很大程度上回避了由于后期侵蝕作用對(duì)地貌位錯(cuò)標(biāo)志造成的不確定性，同時(shí)其對(duì)洪積扇位錯(cuò)超過溝谷間距等也能夠較好地識(shí)別，因此將拓展獲取超過約1 km的大尺度位錯(cuò)，進(jìn)而大大填補(bǔ)現(xiàn)有上新世—更新世斷裂走滑速率的“空白”。

而且在氣候干旱、植被稀少地區(qū)，多光譜衛(wèi)星圖像數(shù)據(jù)可以用來高效、快速地對(duì)斷錯(cuò)洪積扇及其補(bǔ)給溝谷區(qū)進(jìn)行巖性礦物組分填圖。現(xiàn)有研究實(shí)驗(yàn)表明，多光譜短波紅外(波長(zhǎng)范圍：1.6～2.5 μm)和熱紅外(波長(zhǎng)范圍：8.0～12.0 μm)衛(wèi)星圖像可以用來測(cè)繪地表巖性礦物組分(Sultan et al., 1987; Khan and Glenn, 2006)以及沉積物的巖性屬性。不同種類的巖石所含礦物種類及化學(xué)特征的差異，會(huì)導(dǎo)致短波紅外反射率和熱紅外波段的發(fā)射率出現(xiàn)相應(yīng)的特征差異(傅碧宏等, 1994; 燕守勛等, 2003)，利用星載多光譜傳感器可以探測(cè)這些來自不同巖性區(qū)的沉積地貌單元，在特征波段融合顯示之后，可以獲得探測(cè)范圍內(nèi)的巖性組分分布圖像(圖2)。由于該方法不受沉積物年齡和巖石風(fēng)化程度、破碎程度的影響(Gillespie et al., 1984)，因此，通過使用高分辨率多光譜衛(wèi)星短波紅外-熱紅外(英文簡(jiǎn)稱為SWIR-TIR)圖像數(shù)據(jù)，進(jìn)行活動(dòng)斷裂附近基巖、洪積扇巖性礦物組分填圖，建立跨斷裂上游源區(qū)、下游堆積區(qū)的位錯(cuò)聯(lián)系，進(jìn)而定量估算斷裂的位移幅度及走滑速率。

a—斷裂未發(fā)生水平運(yùn)動(dòng)形成洪積扇；b—斷裂發(fā)生水平運(yùn)動(dòng)斷錯(cuò)洪積扇

歐盟委員會(huì)和歐洲航天局于2015年6月23日發(fā)射的哨兵-2A號(hào)是一顆高分辨率多光譜成像衛(wèi)星，其攜帶一枚多光譜成像儀，高度為786 km，可覆蓋13個(gè)光譜波段，幅寬達(dá)290 km，其中近紅外波段8A、短波紅外波段11與12一起組合作為特征波段，可提取目標(biāo)區(qū)域內(nèi)地表巖性礦物組分的分布情況，進(jìn)而獲得斷錯(cuò)洪積扇的水平位移。

2.3 殘存地貌體位移恢復(fù)

在出山口形成的沖洪積地貌體被山前展布的走滑斷裂，尤其是活動(dòng)歷史很長(zhǎng)的巖石圈斷裂錯(cuò)斷之后，不斷遠(yuǎn)離原來的位置，由于氣候與地表過程的長(zhǎng)期作用，這些斷錯(cuò)地貌體并不能得到完整保存。而且，這些斷錯(cuò)地貌體的上游并不發(fā)育河道，或者現(xiàn)存的鄰近上游河道并不能提供物源，那么，尋找正確的和對(duì)應(yīng)的上游河道，并將殘存的地貌體與其相應(yīng)的上游河道出山口之間的距離進(jìn)行測(cè)量，則可以獲得斷裂長(zhǎng)期活動(dòng)以來的累積位移量(圖3)，這對(duì)重建斷裂的長(zhǎng)期活動(dòng)歷史具有重要意義。

圖3 殘存地貌體恢復(fù)位移模式

3 走滑斷裂實(shí)例應(yīng)用

上述洪積扇的演化過程對(duì)斷裂走滑位移響應(yīng)的分析表明，有3種利用洪積扇與匯水盆地相結(jié)合確定走滑斷裂累積位移量的方法：利用洪積扇面積與匯水盆地面積之比是否相近獲得走滑位移；利用斷裂兩盤的河流上下游分布相同巖性礦物組分的地貌單元獲得走滑位移；利用殘留地貌單元與物源河道進(jìn)行對(duì)比獲得走滑位移。

文中主要以阿爾金斷裂系為例，進(jìn)行走滑斷裂大規(guī)模走滑位移恢復(fù)的探討研究。阿爾金斷裂系的主要組成包括阿爾金斷裂、且末河隱伏斷裂、亞門-柳什斷裂、江尕勒薩依斷裂、紅柳溝斷裂、塞力克沙依斷裂和三危山斷裂等(國(guó)家地震局《阿爾金活動(dòng)斷裂帶》課題組, 1992)，其中，阿爾金斷裂和三危山斷裂是以左旋走滑運(yùn)動(dòng)為主的晚第四紀(jì)活動(dòng)斷裂(圖4)。

圖4 研究區(qū)地貌簡(jiǎn)圖

3.1 利用洪積扇面積與匯水盆地面積之比獲得走滑位移

阿爾金斷裂是青藏高原北部邊界，自西藏北部的郭扎錯(cuò)至甘肅玉門的寬灘山，總體走向北東東，全長(zhǎng)約1600 km。其北緣斷裂民主鄉(xiāng)段沿山前穿過，表現(xiàn)出明顯的線性特征，并斷錯(cuò)一系列河流和沖溝，相關(guān)學(xué)者在該處獲得全新世以來的累積位移量為20～300 m，走滑速率約為10 mm/a(Mériaux et al., 2005; Xu et al., 2005; 徐錫偉等, 2007; Zhang et al., 2007; Chen et al., 2012, 2013)。

通過查看衛(wèi)星影像和大比例尺地質(zhì)圖，對(duì)肅北縣東側(cè)野馬山山前的洪積扇分布情況進(jìn)行了解譯，發(fā)現(xiàn)最西側(cè)的洪積扇(面積為42.09 km2)和其最近的上游匯水盆地(9.74 km2；圖5)之間存在明顯的不匹配(比值為4.32)，已顯著大于Dade和Verdeyen(Dade and Verdeyen, 2007)提出的經(jīng)驗(yàn)值。考慮到阿爾金斷裂明顯左旋斷錯(cuò)此處的一系列河谷，推測(cè)殘留洪積扇的累積位移量約為16 km，根據(jù)相關(guān)學(xué)者在附近地區(qū)獲得的走滑速率約10 mm/a，則可估計(jì)出該斷錯(cuò)洪積扇的形成年代約為1.6 Ma。

圖5 野馬山山前洪積扇與匯水盆地分布

3.2 利用斷裂兩盤的河流上下游分布相同巖性礦物組分獲得走滑位移

利用軟件ENVI5.3的色彩拉伸和飽和度拉伸功能處理哨兵2A的多光譜數(shù)據(jù)，能夠獲得阿爾金斷裂在阿克塞縣民主鄉(xiāng)附近的巖性礦物成分分布的大致范圍圖，并利用Arcgis的水文分析模塊提取這一區(qū)域的河網(wǎng)與上游匯水盆地，從圖6可以直觀地觀察到相同波譜特征的區(qū)域在斷裂兩側(cè)的分布情況，因此，通過比對(duì)沿?cái)嗔褍蓚?cè)相同來源的巖性區(qū)域，獲得了約8 km的走滑位移，根據(jù)相關(guān)學(xué)者給出的斷裂走滑速率結(jié)果約10 mm/a，假定斷裂走滑速率長(zhǎng)期以來保持穩(wěn)定，則可獲得該斷錯(cuò)地貌單元的形成年代約為0.8 Ma，雖然所獲得結(jié)果的精度可能不高，但對(duì)于千米級(jí)別以上的位錯(cuò)量，所采用的處理方法所產(chǎn)生的誤差是可以忽略不計(jì)的。當(dāng)然，為了更準(zhǔn)確地限定斷錯(cuò)地貌的可靠來源，可以考慮利用傳統(tǒng)的物源示蹤方法，比如碎屑鋯石U/Pb年代學(xué)、重礦物分析方法(程瑜等, 2018)。

a—哨兵-2A衛(wèi)星影像合成圖像；b—巖性分布解譯圖

3.3 利用殘存地貌體與物源河道獲得走滑位移

三危山斷裂是阿爾金斷裂系重要的分支斷裂之一，位于青藏高原北緣北向生長(zhǎng)的前端，為左旋走滑兼逆沖的活動(dòng)斷裂，西起西水溝，向東至雙塔水庫(kù)附近，走向與阿爾金斷裂近平行，全長(zhǎng)約150 km。云龍等(2016)通過測(cè)量三危山山前斷錯(cuò)沖洪積扇上的紋溝(1.7～5.5 m)，獲得晚更新世(20 ka)以來的左旋走滑速率約0.3 mm/a。

通過衛(wèi)星影像解譯(圖7)，發(fā)現(xiàn)三危山山前存在3處殘留的斷錯(cuò)洪積扇(圖7中綠色區(qū)域)，與上游河道進(jìn)行對(duì)比，測(cè)量得出這三處斷錯(cuò)地貌的水平位移自西向東分別為290 m，120 m和220 m，若假定三危山斷裂長(zhǎng)期以來的走滑速率保持穩(wěn)定，且為0.3 mm/a，則可估算這3處地貌單元的形成年齡分別為0.97 Ma，0.4 Ma和0.73 Ma。

圖中紅線為三危山斷裂，藍(lán)線為河流，綠色區(qū)域?yàn)榻庾g的斷錯(cuò)洪積扇

4 結(jié)論

(1)通過對(duì)洪積扇演化與斷裂走滑位移響應(yīng)的分析，歸納得到3種利用洪積扇與匯水盆地確定走滑斷裂大規(guī)模位移量的方法：①利用洪積扇面積與匯水盆地面積之比是否相近獲得走滑位移限定斷裂走滑速率；②利用斷裂兩盤的河流上下游分布相同巖性礦物組分的地貌單元獲得走滑位移；③利用殘留地貌單元與物源河道進(jìn)行對(duì)比獲得走滑位移。

(2)文中以阿爾金構(gòu)造系為例，分別應(yīng)用上述3種方法，獲得肅北縣東側(cè)野馬山山前斷錯(cuò)洪積扇累積走滑位移量約16 km，形成年代約為1.6 Ma；阿克塞縣民主鄉(xiāng)附近斷錯(cuò)相同物源的巖性地貌單元走滑位移量約8 km，形成年代為0.8 Ma；三危山山前3處斷錯(cuò)洪積扇累積走滑位移分別有290 m，120 m和220 m，形成年代分別為0.97 Ma，0.4 Ma和0.73 Ma，為下一步選擇適當(dāng)?shù)臏y(cè)年方法，進(jìn)而精確厘定每條斷裂的長(zhǎng)期走滑速率提供參考。

(3)這3種方法雖然能快速確定大規(guī)模的走滑位移，但由于這些斷錯(cuò)地貌體經(jīng)歷了長(zhǎng)期的地表侵蝕作用，另外，在選擇多光譜衛(wèi)星數(shù)據(jù)進(jìn)行礦物組分識(shí)別進(jìn)而確定物源時(shí)，需要考慮到黃土對(duì)沖積地貌單元的遮蔽影響，這些因素都會(huì)導(dǎo)致獲得的位移存在一定的誤差，因此，在應(yīng)用這些方法時(shí)，結(jié)合傳統(tǒng)的沉積學(xué)、礦物學(xué)和元素地球化學(xué)方法，能大大提高結(jié)果的可靠性。