引言

依兰-伊通断裂作为贯穿我国东部的巨型走滑断裂系统——郯庐断裂在我国东北地区的一个重要分支,现今已经成为东北地区一条重要的地貌单元控制边界和重要的地震带。依兰-伊通断裂主要由两条相向而倾的控堑断裂组成,南起于沈阳,走向北东,沿途经伊通、舒兰、哈尔滨、佳木斯、鹤岗等地,直到俄罗斯境内,全长800余公里,受一系列北西向断裂切割,形成一个个相邻的断陷和断隆(图1)。然而,限于自然地理条件等因素,对依兰-伊通断裂的晚第四纪以来的活动特征尚缺乏足够的认识。前人对该断裂的研究主要集中在利用遥感资料或DEM数据对其几何形态的解读(荆凤等,2006);通过历史地震目录及震源机制解对依兰-伊通断裂及整个东北地区的地震活动性分析,断裂运动性质及区域现今构造应力场的研究(郑照福,2006;张凤鸣等,2005;吴宝峰等,2012);通过地质地貌分析及断层剖面观察,对舒兰-伊通段活动特征的研究(侯治华等,2009),以及在卫星影像解译和野外地质地貌调查的基础上,基于槽探技术揭示断裂的最新活动特征(闵伟等,2011)。本文在依兰-伊通断裂方正段1/5万地质填图的基础上,通过高分辨率卫星影像解译并结合野外高精度实时差分GPS(RTK-GPS)测量数据,对依兰-伊通断裂方正段的最新活动段落的晚第四纪以来的构造活动及地貌特征进行初步的研究,旨在为该地区的强震危险性评估提供科学依据。

1 区域背景

全长800余公里的依兰-伊通断裂带控制着我国东北地区的地貌发育及地震活动(图1)。小兴安岭、张广才岭、三江平原和松辽盆地沿断裂呈四象限正负地形对称分布,断裂构成了主要的盆山边界。自有文字记载以来,沿断裂曾发生过300余次中小地震。断裂带上发生过的最大地震为1960年舒兰北5.8级地震和1963年6月中俄边境萝北地区5.8级地震。依兰-伊通断裂受一系列北西向次级断裂的切割,形成一个个断陷和断隆,地震分布也呈现出明显的空间不均匀性,反映了断裂带分段活动性。根据地震活动性,依兰-伊通断裂大致可以分为三段:沈阳-吉林段;吉林-依兰段;依兰-萝北段(包括境外部分)。地震活动性呈现出明显的中间弱,两头强的特征(葛荣峰等,2009)。

图 1依兰-伊通断裂带地震构造简图(断裂资料改自邓起东等,2007;地震目录来自黑龙江省地震局) Fig. 1Tectonic setting and earthquake distribution along Yilan-Yitong fault zone (after Deng Qidong et al., 2007)

方正断陷是依兰-伊通断裂中北部吉林-依兰段的一级负向构造单元,断陷盆地边界的控堑断裂即为依兰-伊通断裂(图2)。方正断陷南接尚志断隆,北邻依兰断隆,为一新生代发育的断陷盆地,现今地表广泛覆盖第四系河流冲积物,厚25—85m,且呈现出西厚东薄的总体特征,反映出西支断裂新生代以来的主控堑作用(王孔伟等,2006)。研究区内自有文字记载和仪器记录以来,地震稀疏,主要在松花江北岸零星分布几次MW2.0—2.6级的小震(国家地震科学数据共享中心),是一地震空区,一般认为依兰-伊通断裂此段晚更新世以来不活动或活动很弱。前人通过石油物探资料分析认为,方正断陷中部发育走滑断裂系(石油部门称之为“伊汉通断裂”,图2中F2),新生代以来具有右旋走滑特征,伊汉通断裂的发育对盆地的沉积充填产生重大影响(胡玉双等,2010;张明学等,2011)。中部断裂与盆地边界的控堑断裂一起构成统一的断裂系统,其最新活动性反映了依兰-伊通断裂的最新活动。由于石油地震勘探的工作参数主要针对较深的目标层而设计,无法判断断裂的近地表特征及活动性,为此本文通过断裂沿线的地貌表现研究断裂晚第四纪以来的活动特征。

图 2方正断陷地质构造图(改自1/20万地质图三站村幅、依兰县幅、木兰幅和大罗密幅) Fig. 2Geological Map of the Fangzheng depression
2 断裂的几何结构

本文研究的断陷盆地中部断裂(图2中F2)全长约70km,整体呈北东-北北东走向,以松花江左岸哈哈泡为界,断裂分成莲花泡-黑鱼泡和哈哈泡-新兴水库两个几何不连续段,两段呈左阶斜列展布。断裂莲花泡-黑鱼泡段起于方正县蚂蚁河左岸莲花泡附近,往北东方向连续延伸,过大嘴泡村后通过松花江大拐弯处,北端止于黑鱼泡附近,全长30余公里,断裂通过处除局部受江水侵蚀外均可见高1—2m的断层陡坎,陡坎倾向南东。断裂哈哈泡-新兴水库段起于哈哈泡,经南楼村、祥顺镇、西北河,延伸至新兴水库北东,全长30余公里,呈北北东走向,断裂通过处陡坎地貌明显。其中,断裂在南楼村附近表现为两条相距700余米、近于平行展布的断层陡坎,北西侧断层陡坎延伸约2—3km,断层陡坎高约2m,陡坎倾向南东。大致以西北河村为界,陡坎倾向发生逆转,西北河以南,陡坎倾向南东,西北河村以北,陡坎倾向北西,并且陡坎高度呈现出明显的以西北河附近为界,两端大,中间小的特征。说明断裂北段具有枢纽断裂的运动特征,枢纽位置位于西北河附近(图2)。

3 层状地貌面

由于第四纪以来区域性差异抬升和构造运动,造成了我国东北地区大型水系的变迁和改道。松辽水系格局演变可追溯到早更新世2.48—1.87 Ma B.P.,现今的不同流向的辽河水系和松嫩水系,由一个统一的水系系统发展演变而来。中更新世长岭分水岭开始抬升,分水岭西北段处于下沉状态,被松嫩大湖占据,直至晚更新世初期,分水岭隆起范围扩大,湖泊萎缩,但此时分水岭并未阻隔所有水系。晚更新世末期,长岭分水岭进一步隆升,松嫩大湖被抬升而加速外泄,松辽水系才形成今日以长岭隆起为界,嫩江南流至松辽盆地北部的分水岭后转向东进松花江,松花江摆荡并发育多条支流(包括本研究区蚂蚁河支流)。形成现今的辽河水系和松嫩水系面貌(杨景春等,2011)。研究区内较大的河流有松花江及其支流蚂蚁河,河流被夹于两侧低山之间往东-北东方向曲折流淌,河流地貌发育。研究区大地貌分区为盆地内水系所形成的冲击平原地貌。冲击平原地貌是地壳的相对沉降区,由松花江上游各水系所搬运的松散物质在适宜的地貌环境下堆积而成。冲击平原规模较大,平行于松花江呈带状或片状分布,地面平坦,坡降小。东北地区气候温润多雨,松花江及其支流常年水流湍急,水量充沛,河床宽阔,河道摆荡,曲流发育,见有曲流废弃形成的牛轭湖及被埋藏的古河道。第四纪期间,在构造和气候的共同作用下,研究区内河流各级阶地沿松花江呈不对称展布,构成高度不同的地貌面。在地球自转偏向力作用下,平原区河流自身的向右偏转,使得河流发生侧蚀作用,河流不断侵蚀凹岸,在凸岸不断堆积,造成凹岸堆积相对狭窄的高阶地,凸岸堆积相对宽阔的低阶地的阶地发育特征。本区河流发育的各级阶地均为堆积阶地,阶地面极宽,阶地面高差小,显示构造抬升十分缓慢,气候可能是本区河流阶地的主要成因。沿断裂,从松花江、蚂蚁河河谷至松花江左岸的低山山前台地大致可以分成以下四级地貌面(图3b)。

第一级地貌面主要为松花江河漫滩相T0,分布范围局限于松花江右岸方正县城以北局部地段和松花江左岸陆家村以南局部地段,沿江呈狭长条带状,与河床连成一体,由Q43al或Q42al及现代河流冲击层构成,涨水期可被江水淹没。区内蚂蚁河河漫滩相不发育。

第二级地貌面为松花江T1阶地及蚂蚁河T1阶地,两者大致同期,分布范围较广,松花江左岸尤其分布广泛。在松花江左岸,大致以沿江大坝为界,向南至松花江漫滩为T1阶地,向北至哈哈泡、跃进泡、南楼村以北为一级高阶地T1',由全新世冲积层构成,大致与山间河流(如乌拉浑河)发育的局部阶地同期,多为黄色亚粘土,亚砂土,二级地貌面拔河高度4—10m。一级阶地多被农田占据。在一级阶地上取数个光释光样品,经由中国地震局地质研究所释光年代室测试,测试结果如表1所示。从测试结果可以得知,一级阶地年龄约为7—8ka B.P.,为全新世早中期堆积阶地。

图 3断裂卫星影像(图a),地貌面解译(图b)及沿断裂带陡坎高度分布及频度关系(图c) Fig. 3Satellite image along the fault (Fig. a), interpretation of geomorphic unit (Fig. b) and plot of number vs. height of fault scarps (Fig. c)
表1松花江阶地OSL样品年龄、等效剂量、环境剂量率及其他相关参数 Table 1 OSL dating results of fluvial samples taken from terraces of Songhuajiang river

第三级地貌面为松花江T2阶地,在通河县及方正县伊汉通乡沿松花江凹岸紧邻松花江d河床,其余地方与一级阶地相接,后缘与三级阶地相接。阶地面堆积Q3alg(顾乡屯组),厚15—50m,具明显的二元结构,下部为黄色砂,砂砾石,上部为灰色、黄色、灰黄色黄土状粉质粘土组成。拔河高度8—30m,多被农田、村庄占据。在二级阶地新兴水库北采集OSL砂质粘土样品一个,经由中国地震局地质研究所释光年代室测试,测得年龄为(25.9±0.1)ka B.P.(表1),二级阶地应为晚更新世堆积阶地。

第四级地貌面为松花江T3阶地,位于低山山足面与松花江T2阶地的过渡地带,低山山前基本不发育洪积扇,阶地面主要由中更新统黄土状砂及砂砾石构成。三级阶地多为旱地,种植有玉米等作物。断裂基本不通过第四级地貌面。

断裂通过松花江拐弯处,通过一、二、三级地貌面,除河漫滩相T0及局部一级阶地T1长期被江水侵蚀外,其它地貌面上均可见到明显的断层陡坎分布,并且与地貌面具有良好的对应性,并且在三级地貌面局部地段,可见断层作用导致地貌面的小角度掀斜。

4 地质地貌特征
4.1 断裂的断错地貌

通过卫星影像解译及野外调查,可以看出断裂在松花江T1、T2阶地发育有断层陡坎,说明断裂在松花江T1、T2阶地形成以来仍有活动。沿断裂带,在断裂的下降盘发育诸多小水泡,有的已经被废弃或被改造成农田,尤其是在松花江与蚂蚁河夹持的T2阶地上,多数水泡的长轴方向与断裂的走向一致,对水泡长度、宽度以及长轴与断裂走向的夹角统计关系如表2所示。沿断裂开挖的一系列探槽也出水严重,显示出断裂对地下水通道的强控制作用。

表2沿断裂水泡统计表 Table 2 Geometric parameters of ponds along the fault
4.2 断错地貌的垂直位移特征

通过野外考察,发现断裂错断河流一级阶地,并在各级地貌面上形成高度不同的断层陡坎。断裂通过松花江处,由于江水长期侵蚀作用,在河漫滩及局部一级阶地上,断层活动迹象不明显。沿断裂在一级阶地和二级阶地上分别选取陡坎地貌连续稳定的地段进行陡坎剖面测量(图3b),得到沿断裂的垂直位错分布(图3c),显示出与地貌面(图3b)良好的对应性,二级阶地上陡坎的高度多为(3.6±0.6)m,明显高于一级阶地上的陡坎高度约(1.5±0.7)m,反映出断裂的长期活动特征。图4和图5分别为选取松花江附近的腰屯村南及大嘴泡东松花江附近的一级阶地和祥顺镇北二级阶地上地貌陡坎影像照片及野外对陡坎进行测量的结果。

a为断裂通过处卫星影像,图中工字线为所测陡坎剖面P1—P4;b为丁皋实测陡坎剖面;
c、d分别为a中c、d处视角照片,红色箭头表示断层陡坎位置

图 4T1阶地垂直位错特征(地貌点位置参见图2标识) Fig. 4The vertical displacement on T1 terrance (see Fig. 2 for the location of the geomorphic observation site)

断裂南段,陡坎倾向南东,断裂北段,从祥顺镇至新兴村,陡坎高度呈明显的两端大,中间小的整体特征(图3c),并且陡坎的倾向发生了逆转,显示出断裂北段的枢纽运动特征。沿断裂开挖的探槽也揭示出断层的运动性质发生逆转,南楼附近及大嘴泡附近探槽揭示出了高角度逆断层,断层断错全新世黄色粘土或细砂,新兴水库附近的探槽揭示了正断层作用形成的张裂隙。

a为断裂通过处卫星影像,a中工字线为所测陡坎剖面P1—P4;b为RTK-GPS实测陡坎剖面;
c、d分别为a中c、d处视角照片,红色箭头表示断层陡坎位置

图 5T2阶地垂直位错特征(地貌点位置参见图2标识) Fig. 5The vertical displacement on T2 terrance (see Fig. 2 for the location of the geomorphic observation site)
4.3 断错地貌的水平位移特征

自新生代以来,郯庐断裂活动由中生代的大规模左行平移转化为在北北东向主压应力场下的右行走滑的断裂带。在卫星影像上,能明显地看到松花江在断裂通过处发生了明显的右旋拐弯,形成美丽的“之”字形河曲地貌。通过野外阶地划分和实测,得出松花江右岸T1/T2阶地陡坎右旋位错达到600m。平原区河流蜿蜒曲折,河道摆荡,松花江大拐弯可能是由断裂的长期的右旋走滑,以及水流受地球自转偏向力的河流内生动力共同作用的结果,并且河流的内生动力作用可能远大于前者的贡献。

通过野外调查,在祥顺镇北杨林村北(位置见图2标识)发现一条发育于山前的冲沟在流经T2地貌面时发生明显的右旋位错(图6、图7),附近的台地面也显示明显的右旋位错,此处卫星影像线性明显,断错的地貌清晰可辨。

通过卫星影像解译(卫星影像拍摄于冬季,该区域为积雪覆盖,但却能更清晰地显示地貌面的位错、高差等线性信息),野外大比例地貌填图(图6)及地形测量(图7),并将获得的地貌解译图和卫星图像作反向恢复,经过约(7±2)m和(18±1)m的反向恢复后,断裂带两侧的冲沟(右岸)及错断的T3台地面边缘能很好的匹配(图6b、c中虚线红色圆圈所示),(7±2)m与野外差分GPS实测冲沟位错(图7B)大致相当。 A、B、C为冲沟位错处卫星影像,来自Google Earth;a、b、c为地貌面解译图; b、c中红色虚线圆圈表示反向恢复后冲沟及地貌面边缘匹配

图 6冲沟位错反向恢复示意图(地貌点位置见图2标识) Fig. 6Sketch map showing the inversion of the displacement of the channel (see Fig. 2 for the location of the geomorphic observation site)

图 7冲沟位错处照片(A)及实测地形图(B)(地貌点位置见图2标识) Fig. 7Photograph (A) and topographic map (B) of the dextral-lateral offset of the channel (see Fig. 2 for the location of the geomorphic observation site)

发生位错的冲沟发育晚于T2台地,T2台地经历的右旋走滑量可能比7m要大,比18m小。此处及附近T2地貌面普遍可见约为2—3m的断层陡坎,代表了T2地貌面的垂直位错,可见水平位错量与垂直位错量的比率H/V在3以上,显示出断裂以走滑为主,兼具倾滑分量的运动学特征。

5 结论与讨论

(1)依兰-伊通断裂在方正段表现为盆地边界的控堑断裂及盆地内部的新生断裂。本次及前人工作发现最新活动为盆地中部的断裂,一般认为盆地边界的断裂晚第四纪以来活动性很弱,张广才岭、小兴安岭山前边缘线弯曲度大,也反映了盆山边界的断裂已经历了的长期的平静。盆地中部的新生断裂卫星影像线性清晰,地质地貌也具有明显响应,是一条全新世活动断裂,反应了依兰-伊通断裂的活动性从盆地边界向盆地内部迁移的特征(Wei等,2013)。方正断陷中部断裂晚更新世以来长期活动,最后一次活动的离逝时间不长,最新活动以右旋走滑为主,兼具倾滑,垂向倾滑具有枢纽断层的特征。

(2)断裂错断全新世T1阶地,并形成长约70km连续的地貌陡坎。推测这70km的地表破裂带为盆地中部断裂的一次破裂形成,基于走滑断层的破裂长度(取破裂长度L=70km)与震级的统计关系,估算的古地震震级约为7.2级(Wells等,1994)。而基于东亚走滑型断层破裂长度L与断层位错D的回归分析,取L=70km得出相应的同震走滑量可能为3.7m左右(邓起东等,1992)。

(3)基于卫星影像及野外地貌实测,结合推算的一次地震的走滑量,考虑到断裂的规模及东北地区的构造背景,笔者认为发育于T2地貌面上冲沟右旋位错7m可能代表了2次或以上的地震累积位移,T3台地边缘约18m的右旋位错则是3次或更多次地震的累积位移。

(4)GPS观察结果显示,东北块体以2—3mm/a的速度朝南东运动,它是中国现今构造活动最稳定的地区(王小亚等,2002)。现今仪器记录结果显示在全长800余公里的依兰-伊通断裂上,吉林-依兰段(本文研究区所处段落)活动性明显弱于两端的沈阳-吉林段和依兰-萝北段,而在这样的地震空区通过一系列现象分析得出全新世曾发生过7级以上的地表破裂型地震,是否暗示依兰-伊通断裂此段目前正处于强闭锁状态,这是需要进一步深入讨论的问题,同时正确地认识其发震能力和地震危险性也是值得探讨的问题。

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