引言

五台山北麓断裂位于山西地堑系北部,是忻定盆地北部繁代凹陷的南缘断裂(图1)。该断裂西起原平皇家庄,向东延伸经下庄、峨口、南峪口至小柏峪以东,总体走向NE60°左右,全长85km,由许多条长度不等、走向略有差异的次级断层以斜接、斜交和雁列等方式组合而成,是山西地堑系内一条重要的活动断裂(刘光勋等,1991)。其活动幅度与断裂规模远远超过盆地北缘断裂(恒山南麓断裂),使得该盆地成为南断北超的不对称地堑。有史料记载以来,忻定盆地内曾发生3次7级以上地震及一系列中强地震,是山西地震带乃至华北地震区地震活动最强的区段之一(武烈,1993)。3次7级以上强震分别是公元512年代县7½级地震、1038年定襄7¼级地震和1683年原平7级地震,并先后发现定襄地震、代县地震的地表破裂带分别沿系舟山北麓断裂带和五台山北麓断裂带展布(张世民等,1989;2007;刘光勋等,1991),说明强震活动与盆地边界断裂密切相关。

早在20世纪60年代以来,前人就已经开展了对该区域的研究(邓起东等,1973;1985;卢演俦等,1985;徐锡伟等,1990;1996;2002;国家地震局《鄂尔多斯周缘断裂系》课题组,1988)。20世纪90年代,中国地震局在晋北尾端张性区的忻定盆地以及延庆盆地开展了1/5万地质填图及综合研究(徐锡伟,1990;刘光勋等,1991;方仲景等,1993;窦素芹等,1995);中日学者联合开展了“中日山西六棱山北麓断裂和日本陆羽断裂晚第四纪运动学对比研究”(邓起东等,1994;徐锡伟等,1996)。此外,段瑞涛等(1995)、刘巍等(1995)和Zhang等(1998)也对山西断陷带北部构造区第四纪盆地和主要断裂带构造特征、地震活动特点进行了专题研究,积累了大量新资料,提出了新的认识和观点。于慎鄂(2004)根据构造区内不同断块间构造运动形式及位移量的差异,将山西断陷带北部构造区进一步划分为西、中、东3个次级断块构造区段,其中五台山北麓断裂位于西段。

自公元512年至今,繁代盆地内发生M≥4¾级地震共12次,其中公元512年在代县和繁峙间发生的7½级地震和1683年原平7级地震等被认为是五台山北麓断裂活动的结果(刘光勋等,1991)。本文的研究区域位于五台山北麓断裂的繁峙段(图1),在遥感解译的基础上,通过典型地区的详细野外调查和探槽研究,对该断裂带的晚第四纪活动性进行了研究,旨在为断裂带的整体特征提供基础资料,并为该断裂未来的地震危险性预测及评价提供科学依据。

1 区域构造背景

山西地堑系(也叫“山西断陷盆地带”)位于华北准地台中西部,西为稳定的鄂尔多斯块,东为太行山隆起山地,形成于上新世,是周缘断陷带中形成最晚的盆地带(邓起东等,1973;国家地震局《鄂尔多斯周缘断裂系》课题组,1988),由十多个NE、NEE走向的地堑或半地堑盆地作右行斜列组成,总体走向NNE,平面呈“S”型,全长约1200km,宽约20—80km。山西地堑系自北向南6个较大的断陷盆地分别是(图1):延庆-怀来盆地(简称“延怀盆地”)、大同-阳高盆地(简称“大同盆地”)、忻州-定襄盆地(简称“忻定盆地”)、太原盆地(也称“晋中盆地”)、临汾-侯马盆地(简称“临汾盆地”)、运城盆地。此外,在断陷盆地带的北部东端还分布有规模较小的断陷盆地,如大同盆地以东的蔚县-广灵盆地,忻定盆地以东的灵丘盆地等(图1)。各盆地边界发育有一系列与盆地走向相近的正断层(徐锡伟,1989;王乃樑等,1996;徐岳仁,2012)。

五台山北麓断裂位于山西断陷盆地带的北部张性区,即晋北尾端张性区,其位于山西地堑系的北端东侧,为北东东向,是由一系列北东东向张性倾滑断裂及其控制的半地堑盆地和半地垒山岭相间的盆地构造组成(徐锡伟,1990)。忻定盆地位于晋北尾端张性区南端,是一个典型的新生代马蹄形张性盆地。其北侧为恒山隆起区,南侧以石岭关推挤隆起与太原盆地分隔,东侧为最高海拔为3058m的五台山隆起区(图1)。忻定盆地南北长约100km,东西宽约20—30km,其北部为恒山南麓断裂和五台山北麓断裂构成的NE向地堑,向西到云中山山前转为NNE向;南部是由系舟山北麓断裂控制的NE向半地堑(图1)(王乃樑等,1996)。其中五台山北麓断裂与系舟山北麓断裂垂直错动强度较大,控制了盆地的主体地貌格局。有史料记载以来盆地内共发生过3次以上强震及一系列中强震,3次强震分别为公元512年的代县7½级地震、公元1038年的定襄7¼级地震和公元1683年的原平7级地震,其中公元512年在代县和繁峙间发生的7½级地震和1683年原平7级地震等被认为是五台山北麓断裂活动的结果(刘光勋等,1991),说明该断层在全新世以来活动强烈。


图中的蓝框代表研究区。右下角的插图为山西地堑系结构简图。F1怀安盆地北缘断裂;F2天镇-阳高盆地北缘断裂;F3怀安盆地南缘断裂;F4阳原盆地北缘断裂;F5口泉断裂;F6六棱山北麓断裂;F7蔚县盆地南缘断裂;F8恒山北麓断裂;F9恒山南麓断裂;F10五台山北麓断裂;F11太白-维山断裂;F12系舟山山前断裂
图 1 研究区及周边区域地形图及活动断裂分布 Fig. 1Map showing the topography and distribution of active faults in the study area and its surroundings

五台山北麓断裂是一条第四纪活动断裂,断裂带是由许多条长度不等、走向略有差异的次级断裂以斜接、斜交和平行等方式共同组合而成。区内出露岩性以前寒武纪变质岩为主,局部地区发育灰岩。主要有混合花岗岩的恒山杂岩,五台群的长石石英岩、变质花岗岩,古生代的灰岩白云岩以及前新生代各期的花岗岩侵入体(图2)。组成五台山北麓断裂的断层均为中高角度正断层,倾向北北西,倾角较大,一般为50°—70°,最大为80°左右。一般单条断层的剖面形态主要为上陡下缓的铲式断层,剖面形态分为阶梯状和“Y”字形。断层以正倾滑运动为主,山区“唐县期”夷平面被抬升至2100—2400m高度,结合北侧沉积盆地埋深,得到五台山北麓断裂自形成以来的最大运动幅度达2500m以上。在遥感影像上,断裂显示出清晰的线性特征,并伴有明显的掀斜抬升。以黑山庄为界,断裂分为东西两段,晚更新世晚期以来和全新世中期以来断裂西段的运动速率分别为1.09mm/a和0.58mm/a;断裂东段晚更新世以来的平均活动速率变化不大,保持在1.0—1.2mm/a(刘光勋等,1991)。近20ka以来,该断裂南峪口段的平均滑动速率不小于1.55—2.0mm/a,近6ka以来滑动速率达2.3mm/a(丁锐等,2009)。另外,南峪口段的地震复发间隔为10—15ka(丁锐等,2009;赵俊香等,2009)。


1 五台群;2 阜平群;3 滹沱群;4 太古代花岗岩;5 中生代花岗岩;6 古生代灰页岩;
7 第四纪地层;8 滹沱河;9 五台山北麓断裂;10 探槽
图 2 研究区地质略图(据1/20万地质图修改,位置见图1蓝框) Fig. 2Geological sketch map of the study area
(Based on 1:200000 geological map, the location of Fig. 2 is shown as the blue box in Fig. 1)
2 研究方法及结果
2.1 无人机低空摄影测绘

本研究区域位于山西省北部繁峙县内,为半干旱地区,植被稀少,且多为低矮灌木,采用sUAV低空摄影测绘方法获得的DEM、DOM和3D模型等数据,可以反映真实的地形地貌特征,对活动断层的识别及其走向、滑动方向、位错量等参数的精确厘定提供了非常可靠的高分辨率地形数据。

本研究的数据用蜘蛛雀八旋翼无人机采集,分别对大峪村和岗里村的错段地貌发育区总共约2.6km2面积的目标区域进行了图像采集。以天然标志物作为控制点,均匀地分布于目标区域内,使用RTK差分GPS精确测量每个控制点的坐标。作业过程中飞行器高度控制在170m左右,相邻照片的重复率保持在80%左右,整个过程中光照强度比较均匀,没有明显的阴影变化。共采集到119张RAW格式图像。

本次实验使用配有24GB RAM物理内存的图形工作站及Photoscan软件处理数据。首先对所采集的照片进行拼接、校正,然后输出tiff图像数据,最后添加地面控制点坐标,使之生成比较理想的正射二维图像和逼真的三维模型(图3、4),具体方法见参考文献(何宏林,2011;魏占玉等,2015)。

正断层往往形成陡直的断层崖和复合断层崖,从生成的影像中可以清晰地看到这些地貌现象。但是在研究区内,由于人工活动影响,断层陡坎被改造成了多级梯田,这对从影像上提取剖面特征造成了一定的影响。确定断层垂直滑动速率的两个必不可少的因素是:断层的垂直位错量和对应地层的年龄。因此本文在探槽开挖地区的附近提取了几条地形剖面,如图5和图6。大峪村测绘区3个剖面测得的断层的垂直位错量分别为13m、15m和7.5m,由此得到断层的陡坎高度集中在7—13m。在岗里村测绘区提取了4个地形剖面,测得的断层的垂直位错量分别为38m、42.5m、38m和36m,由此得到断层的陡坎高度集中在36—42.5m。五台山北麓断裂由多条长度不等、走向略有差异的次级断层斜接组合而成(图2),断裂带在大峪村和岗里村两个段落的走向上有些差异,且断层崖的高度也有较为明显的差别,因此造成断层陡坎的高度在这两个地方略有差异。

图 3 大峪村探槽附近生成的DEM和正射影像 Fig. 3DEM and orthographic photo at Dayu village
图 4 岗里村探槽附近生成的DEM和正射影像 Fig. 4DEM and orthographic photo at Gangli village
图 5 大峪村无人机测绘区地形剖面图(剖面位置见图3) Fig. 5The topographic profile at the Daiyu village by UVA mapping
(The locations are shown in Fig. 3)
2.2 探槽研究

古地震学研究的优势在于,通过对古地震事件的识别确认,可以恢复和丰富断裂带活动历史,对评估未来地震发生的危险性具有重要作用(仇士华等,1989;冉勇康等,1999;邓起东等,1985;杨晓平等,2003;张培震等,2003)。古地震研究可获得古地震次数、每次古地震事件的年龄、同震位移量、复发周期等参数。探槽开挖技术是揭露古地震事件的主要方法,其基本原则是:最大限度地从地质记录中揭露和获取古地震信息,包括多次事件的期次和位移量;采集到尽可能准确的限定古地震发生时间的测年样品(邓起东等,2004)。

光释光测年和14C测年法是用来限定晚第四纪古地震和断裂活动发生时间的常用方法。其中,光释光测年的对象是石英、长石等矿物,经过近年来的发展,该技术已在古地震研究中得到广泛应用(Lu等,2002;Fattahi等,2006;2007;2009;刘进峰等,2010)。本文在大峪村和岗里村(图2的R1、R2)分别开挖了一个探槽,并通过光释光测年和14C测年两种方法对采集的样品进行了测年。其中光释光测年在地震动力学国家重点实验室完成,采用SMAR细颗粒石英OSL测量方法,6个光释光测年结果见表1;14C测年在Beta实验室(Beta Analytic Inc.)完成,年龄结果见表2。

图 6 岗里村无人机测绘区地形剖面图(剖面位置见图4) Fig. 6The topographic profile at the Gangli village by UVA mapping
(The locations are shown in Fig. 4)
表1 光释光测年结果 Table 1 OSL dating results
表2 碳14测年结果 Table 2 14C dating results
3 断裂晚第四纪活动性
3.1 大峪村探槽

断裂带从繁峙县城东南方向约10km处的大峪村穿过,通过Google卫星影像可以清楚地看到断裂带在大峪村山前有明显的线性构造(图7(a))。野外实地考察后,我们在大峪村河道西侧开挖了一个探槽(图2的R1位置),开挖点处厚层砾石层沉积被错断,高差约为3m(图7)。探槽素描见图8。探槽揭露的断层面清晰且直达近地表,倾角约70°(图8)。断层下盘主要为砾石层沉积,砾石的磨圆、分选较差,靠近断层处有定向排列的现象。断层上盘主要为厚层的黄土层和粉砂土层沉积,在断层面附近夹杂有砾石,并识别出2期崩积楔,根据测年结果,两期崩积楔的年龄分别为2670±30a BP和15.6—18.4ka BP。探槽底部靠近主断裂附近发育有几条分支断裂,其中最大的一支与主断裂平行。

图 7 大峪村断错地貌图和照片 Fig. 7The topographic map and photo showing offset at Dayu village

地层从上往下依次为:

层①:黄土,局部受到人为改造,无层理、砂砾,可见厚度约为3m。

层②:粉砂层,靠近断层处夹杂有少量砾石。

层③:崩积楔,楔形,主要由砾石和粉细砂组成,砾石粒径在5cm左右,崩积楔最大厚度约1m。

层④:疑似崩积相砂砾层,层厚1m,厚层粉砂层中夹有砾石,砾石磨圆差,粒径在5—10cm左右。

层⑤:粉砂层,靠近断层处夹杂有少量砾石。

层⑥:红色砾石层,该层颜色发红,砾石砾径主要在5cm左右,被多支断层错断。

层⑦:粉砂砾石层,主要由细砾和粉砂组成,胶结较好。

层⑧:黄土,内还有少量砾石。

层⑨:砾石层,磨圆差、分选一般,砾径为3—10cm,靠近断层处有定向排列。

层⑩:砾石层,磨圆较好,分选较好,砾径约5cm。

层⑪:砾石层,磨圆差,分选差,砾径为2—15cm,靠近断层处有定向排列。

探槽高约9m,可以清晰地揭示主断层及几条分支断层的分布,但是由于断层下盘主要以厚砾石层为主,无法采集光释光或14C进行测年,并且也无法根据地层的沉积特征判断与断层上盘的对应关系,因此给计算断层的晚第四纪滑动速率造成了一定的困难。我们只能根据地层的年龄以及被错断的最小垂直距离获取一个垂向滑动速率的最低可能值。其中断层下盘的⑩号地层特征明显,但是在断层上盘未见与之相对应的地层,表明探槽揭示出来的最老地层仍然要年轻于断层下盘的⑩号地层,因此断层上盘的地层与⑩号地层相对比可以获得其垂直位错量的最低值。其中,⑤号地层至少被主断层面错断了约7.5m,而其年龄约19.6 ka,因此可以认为约20ka以来的垂直滑动速率要大于0.37mm/a。通过对比层③和层⑩,认为层③至少被错断了约2.1m,因此2.7ka以来的平均垂直滑动速率大于0.81mm/a。③号地层表现为楔形特征,且后期又被错断,因此可以认为2.7ka以来至少发生了两次地震事件,其中应该包括公元512年代县7½级地震。

图 8 大峪村探槽素描图 Fig. 8Interpretation section of the trench at Dayu village
3.2 岗里村石佛寺剖面

岗里村位于大峪村正西约10km处(图2)。通过遥感解译和野外实地调查,我们在岗里村石佛寺附近发现几处很好的断层剖面,对其中一处进行了继续开挖和清理,探槽的断错地貌和素描分别见图9和图10。

图 9 石佛寺断错地貌图 Fig. 9The offset landform map at Shifo Temple
图 10 石佛寺探槽解释图 Fig. 10Interpreted sketch section of the trench at Shifosi

主要地层从上往下依次为:

层①:黄土层,无层理,无砂、砾,结构均一而硬实。厚约3—4m,最上面覆有薄层耕种土。

层②:厚层粉砂,质纯,只在断层附近分布有砾石。

层③:砂砾层,主要分布在剖面的底部,砾石粒径在5cm左右。

层④:黑色古土壤层,与下伏地层逐渐过渡,与上覆地层分界明显。厚约10—15cm,采集了一个光释光样品,测年结果为19.7±1.7ka BP。

层⑤:粉砂层,含少量小砾石。

层⑥:砾石层,粒径大小不一,在5—15cm左右。砾石磨圆差,分选一般,砾石间含砂。

层⑦:厚砾石层,磨圆度高,分选好,砾石粒径在5cm左右。

层⑧:砾石层,磨圆度高,分选好,砾石粒径在10cm左右。

层⑨:砾石层,磨圆差、分选一般,砾径为3—10cm,靠近断层处有定向排列。

层⑩:粗砂层。

在石佛寺探槽剖面上发现了多支断层,其中最南边的一支为主断裂。其断层分布形态与大峪村探槽所揭示的类似,均表现为主断裂上盘存在一系列分支断层。主断裂切断了多级地层,破裂直至地表,且主断裂下盘以砾石层为主,上盘则分布着较厚的砂层和黄土层。通过光释光测年获得的5个年龄数据,显示出砾石层与砂层的分界年龄大约15—17ka之间,而根据主断层下盘的2个年龄数据,其垂向错距介于5—9m之间。由此推断,约16ka以来的平均垂向滑动速率介于0.3—0.6mm/a之间。若以19.7±1.7ka的古土壤层作为标志层,其垂向错距介于8—12m之间,由此获得的约20ka以来的平均垂向滑动速率介于0.4—0.6mm/a之间。

4 讨论与结论

五台山北麓断裂带由许多条长度不等、走向略有差异的次级断裂以斜接、斜交和平行等方式共同组合而成。不同段落断错的地层、地貌特征各异,记录的地震事件也不一样,表明断裂的不同段落具有不同的活动性。同时断裂滑动速率也是活动构造定量研究的最重要参数之一,不仅可以直接应用于活动构造的地震危险性预测和工程场地的地震安全性评价,还可为地球动力学研究提供不可缺少的重要信息(张培震等,2008)。前人对五台山北麓断裂带滑动速率的研究结果从0.58—2.3mm/a不等(刘光勋等,1991;丁锐等,2009),相差很大。断裂带东段,尤其是南峪口段发育有多级麓原面和洪积台地,很符合Hamblin(1976)所描述的断层崖演化理论,如图11所示。

根据经典的断层崖演化理论(Hamblin,1976),首先断块隆升形成一级断层崖(图11(a));在断裂活动的平静期内,冲沟下切侵蚀断层崖形成“V”字型峡谷(图11(b));如果平静期足够长,断层崖后退形成麓原面P1(图11(c));再次进入活跃期后,形成又一级的断层崖,老一级的断层崖和麓原面被抬升(图11(d));又一次平静期来临后,冲沟从断层崖开始溯源侵蚀形成阶地T1(图11(e));这样一来,T1与P1连成一级地貌面,二者在空间上连续、在高度上可比(图11(f))。多个构造旋回可以形成一系列由河流阶地和麓原面组成的多级联合地貌。五台山北麓断裂南峪口段发育有6级联合地貌面,对应有6次快速隆升事件,其中最近一期为距今0.02Ma(张世民等,2007),说明晚更新世以来,尤其是全新世以来五台山北麓断裂已进入一个新的构造活跃期。前人在南峪口段,通过冲沟阶地面采样和探槽手段,得到该段在近20ka以来的平均滑动速率不低于1.55—2.0mm/a(丁锐等,2009),并且得到了全新世以来的地震复发间隔约为1400a(丁锐等,2009;赵俊香等,2009)。

五台山北麓断裂繁峙段的断错地貌特征与南峪口段存在明显差异,本段未发育明显的麓原面和河流阶地。我们通过发掘和研究大峪村探槽,得到近20ka以来该段的滑动速率不低于0.37mm/a;通过石佛寺探槽得到约20ka以来该段断层的滑动速率介于0.4—0.6mm/a之间。这一数值明显低于断裂带南峪口段,表明晚第四纪以来断裂活动性沿断层走向上存在差异。


(a)—(e)图表示了正断层作用下麓原面与河流地貌演化过程中的一个旋回,
(f)为地貌剖面图,T1为河流阶地,P1为麓原面
图 11 断层崖退化模式(修改自张世民等,2007 Fig. 11Fault scarp degradation model (Revised after Zhang et al., 2007)

致谢:审稿人的修改意见,使得本文得到了很大改善,在此表示感谢。

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