引言

正断层是上盘下降、下盘上升的一类常见断层类型(朱志澄,1999)。下降的断层上盘接受沉积形成盆地,是人们定居和当今城市建设的重要场所。然而,正断层活动时,上盘盆地的变形和破坏程度往往更大(徐锡伟等,2002)。活动正断层常常作为一些特大地震的发震构造,对人民的生命和财产安全造成严重的影响。例如,中国历史上伤亡人数最多的陕西华县M 8地震(1556年),死亡人数据估计高达83万人(宋立胜,1989李昭淑等,2007董瑞树等,2007吕艳等,2014)。又如,1303年山西洪洞M 8.0地震、1679年三河-平谷M 8.0地震、1739年宁夏银川-平罗M 8.0地震以及1951年西藏当雄M 8.0地震,其发震断层皆为正断层或带走滑分量的正断层。因此,对于正断层构造演化规律及潜在发震构造的研究尤为重要。

一条正断层往往是由多条断层段组成。数值模拟、沙箱实验和野外调查皆证实了在没有先存垂向构造薄弱面存在的前提下,正断层主要通过带内各条断层段自身生长和相互连接而不断地发展和演化(Cowie等,1993, 1995Ackermann等,2001Densmore等,2003, 2007)。在相邻的断层段贯通之前,它们之间将形成一些特殊的构造,如转换斜坡(Peacock等,1991, 1994Peacock,2002)、山嘴和断层湾(Zhang等,1991)等。在正断层转折部位,这些过渡构造会因为断层走向的变化而变得更加复杂。

色尔腾山山前断裂是河套盆地西部临河凹陷的北边界断裂,是由东西走向的断裂西段和北西走向的断裂东段组成。乌不浪口较好地保存断层转折部位构造和地貌特征,是研究正断层转折处构造演化的理想位置。断裂晚更新世以来的间歇性活动在山前留下了阶梯状台地,断层的最新活动在台地前缘留下了连续的断层陡坎(何泽新,2014李建彪,2006马保起,1999)。前人垂直于这些陡坎开挖了一系列的探槽(杨晓平等, 2002, 2003江娃利,2003冉勇康等,2003陈立春等, 2003a, 2003b李彦宝等,2015),揭示了该断裂晚更新世以来的多次古地震事件。Zhang等(2018)根据色尔腾山山前断裂两侧湖相地层的落差计算出断层65ka以来的垂直滑动速率约为1.81mm/a。前人对色尔腾山山前断裂的分段性也做过充分的讨论。陈立春等(2003b)根据该断裂的几何结构、古地震活动性以及分段边界特征,将断裂自西向东分成4段:乌加河段(东乌盖沟-大后店)、乌句蒙口-东风村段(大后店-得令山)、大佘太段(得令山-小佘太沟口)和乌兰忽洞段(小佘太沟口-台梁)。其中乌句蒙口-东风村段是1个长约60km的“拐弯”弧形构造带。龙建宇等(2017)认为东西走向的色尔腾山山前断裂西段与北西走向的断裂东段转折点乌不浪口,为断裂交汇处的“T”型结点,并据此重新将色尔腾山山前断裂分为了乌加河段(东乌盖沟-大后店)、红旗村段(大后店-乌不浪口)、圐圙补隆段(乌不浪口-瓦窑滩)和大佘太段(瓦窑滩-台梁)4段(图 1(b))。这2种分段方案的主要差异在于乌不浪口点的转折方式。本文在对色尔腾山前断裂1:5万活动断裂填图的基础上,通过对重点区域进行无人机微地貌的测量、探槽开挖、钻孔资料与第四纪测年,运用构造地质学、地貌学和沉积地层学等方法,综合探讨断层转折处的构造演化模式及地震危险性。


(a)鄂尔多斯块体周缘断陷盆地、活动断裂及M≥5.5中强地震分布图(改自邓起东(2007)),插图显示鄂尔多斯块体和青藏高原的相对位置;(b)河套盆地西部临河凹陷活动断层分布(震源机制解数据来自Harvard的CMT目录。Site 1:乌不浪口地貌观测点;Site 2:神华北地貌观测点;Site 3:德岭山地貌观测点)
图 1 区域构造简图 Fig. 1 Simplified regional tectonics of the study area
1 区域构造背景

鄂尔多斯块体位于青藏高原的东北部。新生代以来,受青藏高原往北东方向的扩展挤压和华北块体的下沉拉伸作用的影响,鄂尔多斯块体周围发育一系列的断陷盆地。鄂尔多斯块体是1个稳定的克拉通,块体内部变形微弱地震活动较少,无M 5.5以上地震发生,但块体周缘盆地却是中国地震活动最为强烈的地带之一(国家地震局,1988邓起东等,1999)。自1300年至今,在块体周边断陷盆地和西南缘断裂带上发生了4次M 8以上的地震.分别为1303年洪洞M 8.0大地震(江娃利等,2004徐岳仁等,2018),1556年华县M 8.5大地震(吕艳等,2014),1920年海原M 8.5大地震(宋方敏等,1983许冲等,2018)以及1739年银川-平罗M 8.0大地震(雷启云等,2015图 1(a))。从这些大地震的分布可以看出鄂尔多斯块体东缘山西断陷带、南缘渭河断陷带、西南缘以及块体西缘银川盆地皆有M 8.0以上地震发生,唯独位于块体北缘的河套断陷带没有M 8.0地震历史记录。野外调查发现,沿河套盆地北侧山前发育一系列的断层崖和断层陡坎等断错地貌。且沿色尔腾山山前断裂开展的探槽古地震研究,证实该断裂全新世以来至少有2—4次断错地表的古地震事件(杨晓平等, 2002, 2003陈立春等,2003a)。根据钻孔和石油地质剖面可知,河套盆地西部的临河凹陷是鄂尔多斯周缘新生代盆地中深度最大的盆地,其第四系厚度达到2400m(国家地震局,1988)。由此可知,位于临河凹陷的北缘,对临河凹陷的沉降起控制作用的色尔腾山山前断裂在第四纪有着很强的活动性。

据色尔腾山山前断层的走向可将其分为东、西2段。色尔腾山山前断裂西段近EW走向,该段西起东乌盖沟,向东经石兰计、呼勒斯太、乌加河,到乌不浪口之后,继续向东延生数公里,断层长度约为110km。而断层东段为NW—SE走向,北起乌不浪口,向南东经德岭山、大佘太,至台梁附近逐渐消失,长约70km。在乌不浪口处断层的走向沿顺时针偏转了近30°,致使色尔腾山山前断层西段与东段间夹角约为150°(图 1(b))。

2 数据获取方法
2.1 无人机摄影测量

摄影测量方法的出现和飞速发展为获取高精度地形地貌数据提供了有效的技术手段(Fraser等,2009张剑清等,2009)。近年来,该方法在活动构造的研究中得到了广泛的应用(陈桂华,2006Johnson等,2014Lucieer等,2014Angster等,2016)。本研究采用了中国大疆公司生产的“精灵4”进行活动构造研究区“微地貌”的测量。运用Altizure软件精确控制飞机的飞行高度、航线、测量范围以及实时图传。通常设置飞机的飞行高度为80—110m,这样既能避开地面干扰物,又能获得高清的图像。设置飞机的航向重叠率和旁向重叠率为70%。目前无人机航空摄影技术一般是基于Structure form Motion(SFM)算法进行三维重建,SFM可在无序的数字图像中自动检测需匹配的特征点并恢复、优化摄像机之间的相互位置以及目标物的坐标,最终获取目标物的三维空间信息(Snavely等,2008Westoby等,2012Johnson等,2014Uysal等,2015)。本文采用Pix4Dmapper软件处理照片并生成测量区正射影像数据(DOM)和数字高程数据(DEM)。

2.2 探槽开挖

探槽技术是验证断层是否存在、揭示断层空间形态、获取古地震发生时间、同震位移以及离逝时间的最直接、有效的方法(Wallace,1981Crone等,1987Yeats等,1996)。探槽技术包含3个要点:①地层是否完整地保存了古地震的地质记录;②能否正确、完整的识别古地震事件;③是否能采集到很好地控制这些事件发生年代的样品(邓起东等,2004冉勇康等,2012)。为确认断层的分布位置、几何形态和最新活动时间,选择在乌不浪口和德岭山各开挖1个探槽。根据正断层陡坎发育特征,选择垂直陡坎,从陡坎斜坡的中部往盆地一侧开挖。探槽规模约为:长20m×宽6m×深5m。这样既能既能较完整地揭示断层的形态,也能揭露断层上、下盘地层,方便进行错断地层的对比,同时探槽两侧的地层和断层可对比,以便相互补充和验证。

2.3 测年

为获得色尔腾山山前台地的形成年龄,本研究收集了前人在该地区所测试的年龄数据,并沿断层多处取台地顶面的光释光年龄样品进行测年。样品的测试工作由中国地震局地壳应力研究所地壳动力学重点实验室完成,测试结果如表 1所示。

表 1 台地面及探槽光释光测年结果 Table 1 OSL dating ages of samples from terraces and trench

从色尔腾山山前冲沟阶地取得的年龄样品测试结果来看,色尔腾山山前冲沟一级阶地T1形成年代为(8.32±0.96)—(11.54±1.23)ka,为全新世早期;二级阶地T2形成年代为(22.42±2.56)—(33.01±1.99)ka,为晚更新世晚期;三级阶地T3形成年代为(60.34±7.94)—(79.50±9.67)ka,为晚更新世中期。四级阶地T4没有取得较好的年龄数据,但何祥丽等(2015)在狼山地区测得T4阶地的OLS年龄为(113.33±12.31)ka,为晚更新世早期(图 2)。


(a)—(c)山麓断层台地演化模式(改自张世民等(2007));(d)—(h)冲沟出山口处洪积阶地形成示意图(改自何祥丽等(2015)
图 2 山麓断层台地演化模式和冲沟出山口处洪积阶地形成示意 Fig. 2 The evolution model of the piedmont fault platform and the formation of the diluvial terrace at the mouth of the gully

在正断层活动区域往往发育多级规模不同的层状地貌面,这些地貌面的大小、规模、分布特点和成因机制有所不同。在野外调查中,准确鉴别各种地貌面的成因机制和分布特征,是沿断层进行等时地貌面对比的重要保障。本研究将色尔腾山山麓地带的多级地貌面从成因上分为断层台地面P和冲沟出山口阶地面T两类。断层台地P(下文简称台地),是指断层陡坎被侵蚀后退后,再次抬升形成的沿断层走向分布的地貌面。其形成机理如图 2(a)—(c)所示,断层两侧断块的差异性运动在地表上形成沿断层分布的断层陡坎(图 2(a))。进入构造平静期后,断层陡坎遭受地表面流的侵蚀而后退,形成P1(图 2(b)),当断层再次活化,将P1抬升而形成新的断层陡坎。断层的多次间歇性活动便在地表形成了平行断层分布的多级阶梯状断层台地(图 2(c))。研究区的冲沟出山口处洪积阶地面T发育过程如图 2(d)(h)所示。当断层处于平静期时,洪水从山间冲沟流出出山口时,流速降低形成扇形的洪积扇,扇端指向流水的上游(图 2(d))。当进入断层的活跃期后,断层两盘块体产生差异性升降运动,致使早期的堆积扇受构造隆伸和水流的侵蚀作用,扇状堆积体被破坏,仅扇根部分被保留并形成洪积阶地。研究区共发育了四级洪积阶地面,T4—T1的形成年龄依次为(113.33±12.3)ka BP、(66.72±8.03)ka BP、(23.97±3.45)ka BP和(9.79±1.44)ka BP。四级洪积阶地面序列的形成过程如图 2(d)(h)所示。研究区内,洪积阶地面T2和断层台地P1高度相当,洪积阶地面T4和断层台面P2可对比,组成区域内的两级联合地貌面。联合地貌面是指断层陡坎受侵蚀后退后留下的平面与山前洪积扇面在空间上连接到一起,当断层再次活动后将二者共同抬起而形成的高度可对比的面(张世民等,2008)。

3 研究结果
3.1 乌不浪口地质地貌特征

乌不浪口点(Site 1)位于色尔腾山山前断裂西段东端,是色尔腾山山前断裂东段延长线与断裂西段交汇的位置(图 1(b))。地貌上,该处自北向南依次发育基岩、山前台地和盆地。基岩与山前台地间发育基岩断面,台地前缘与盆地交界处发育最新活动断层(图 3(a))。该处基岩断层与山前活动断层间的间距,即山前地宽度约为500—800m。由于该地区冲沟较发育,山前台地被多次切割成碎块,但大致仍可分为两级。二级台地面P2较盆底高约30.8m,顶部为砂砾石沉积,下部为基岩,属于基座台地。一级台地P1较盆底高约13.9m,台地上部为砂砾石沉积,下部为黄绿色湖相地层沉积(图 3(b))。


(a)乌不浪口点Google影像解译图。该处基岩断面与台地前缘最新活动断裂间台地宽度约为500—800m,台地前缘发育地裂缝;(b)横跨该地区的台地剖面图显示,一级台地P1高约13.9m,二级台地P2高约30.8m;(c)P1台地前缘与盆地过渡处发育断层垭口和地裂缝;(d)垂直于南侧地裂缝开挖的探槽剖面揭露了多条断层的存在。标志层M1和M2被多条断层所错断;(f)探槽地质剖面图,探槽揭露湖相地层形成之后仍在活动的10条断层F1—F10
图 3 乌不浪口点地质地貌解译图(Site 1) Fig. 3 Geological and geomorphological features at Wubulangkou site (Site 1)

该处P1台地前缘发育断层垭口和2条地裂缝,我们垂直于南侧地裂缝开挖探槽(图 3(d)(f))。探槽剖面揭露了多条断层的存在,断层多表现为南倾的正断层或其反向断层,它们的相互切割是断层多次活动的结果。标志层M1,岩性为砖红色含砾石黏土层,贯穿整个探槽剖面并被多条断层所错断或拖曳。在探槽的中部,由于2条倾向相背的正断层的活动,形成了局部的地垒,地垒下部出露了黄绿色湖相地层。该套湖相层与沿断裂广泛分布的“吉兰泰-河套古大湖”一致,根据前人研究,该套湖相层顶部年龄约为65ka(李建彪,2006陈发虎等, 2008a, 2008bZhang等,2017)。除此之外,在探槽中发育的多条砂脉被认为是大地震发生时饱含水的砂层因剧烈晃动而形成砂土液化现象,地层中砂体劈开地层往上迁移而形成的脉状体。探槽中发育的多期崩积楔(Unit9和Unit10)和被断层F7、F8所围限的三角状的湖相地层皆表明,该断裂晚更新中期以来有过多期剧烈的运动。

3.2 神华北地质地貌特征

神华北地貌观测点(Site 2)位于乌不浪口点以东,是色尔腾山山前断裂西段的最东端(图 1(b))。该处沿断层发育三级台地面(图 4(a))。一级台地P1为堆积台地,较盆底高约5.2m,该台地平坦宽阔,上部为砂砾石沉积,下部为湖相地层沉积。P1前缘人工开挖的采砂坑壁出露断层面,断层较平直、光滑,有擦痕发育(图 4(c))。二级台地P2较盆底高约12.1m,为堆积台地,台面上沉积为较松散砂砾石层,次圆状,岩性较杂。三级台地P3较盆底高约19m,为洪积台地,沉积物多为变质岩,多为灰黑色碎屑,棱角-次棱角状,沿基岩山前展布,平坦开阔。除此之外,该处发育有废弃的全新世洪积扇。该洪积扇被断层所错断,留下了清晰的线状断层陡坎(图 4(d))。垂直于断层陡坎的剖面显示,该断层陡坎的高度为2.85m(图 4(e))。


(a)神华北地貌面解译图。该处发育三级台地P1、P2和P3;(b)在无人机测得的DEM中,提取的实测剖面显示,P1、P2和P3分别较盆底高出5.2m、12.1m和19m;(c)P1台地被人工开挖,露出断层面,断面平直有擦痕发育。P1下部湖相地层出露;(d)全新世废弃洪积扇被断层错断处发育线性陡坎,陡坎高度达2.85m
图 4 神华北地质地貌解译图(Site 2) Fig. 4 Geological and geomorphological features at Shenhuabei site (Site 2)
3.3 德岭山地质地貌特征

德岭山地貌观察点(Site 3)位于德岭山镇北,色尔腾山前断裂东段的西北端(图 1(b))。地貌上,该处自东北向西南依次发育基岩、宽阔的台地和盆地,其中基岩与台地间发育基岩断层,而台地前缘发育晚第四纪活动断裂(图 5(a))。该处山前台地较宽,宽度达到5km。台地前缘发育两级断层陡坎和地裂缝,地裂缝错断了近十几年的田垄和公路(图 5(b)(c)),说明该地裂缝形成时间较短。He等(2017)认为该地裂缝是因地下水的过渡使用致使土层收缩沿先存的活动断裂面裂开而形成。台地前缘发育两级断层陡坎,由于风沙的侵蚀作用,现在地表上表现为2个坡度较缓的斜坡。我们用RTK(实时差分GPS)对该处地形进行测量并绘制地形剖面(图 5(d))。根据测量结果,一级陡坎海拔高度为1014.3m,较盆底底部高出8.0m;二级陡坎海拔高度为1019.8m,较盆底高出13.5m。两级地裂缝皆发育在斜坡的中部。垂直于南侧地裂缝开挖探槽揭示了多条断层的存在,断层皆表现为倾向南东的正断层(图 5(e)(f))。这些断层的滑动错断了多套地层,致使其呈阶梯状排列。其中,断层F2和F3错断到地表且F2在地表形成了地裂缝。在最新地层Unit1中所取得的光释光样品测试年龄为(1.51±0.20)ka,说明断层F2和F3的最新活动时间在距今(1.51±0.20)ka之后。


(a)色尔腾山山前断裂东段延长线与该断裂西段相交于乌不浪口附近;(b)—(c)德岭山北,宽阔的台地前缘发育的2条地裂缝错断了田垄和水泥路面;(d)台地前缘地裂缝处发育2条断层陡坎;(e)垂直于南侧地裂缝开挖的探槽剖面(He等,2017);(f)探槽地质剖面图。Unit3及其以下地层明显被断层F1—F4错断,呈阶梯状分布
图 5 德岭山地质地貌特征解译图(Site 3) Fig. 5 Geological and geomorphological features at Delingshan site (Site 3)
4 讨论

色尔腾山山前基岩断裂沿山前基岩与第四纪台地面分界处分布。该基岩断裂在大后店-乌不浪口处呈近东西向展布,与山前活动断裂近平行,且二者距离较近,小于2km。该基岩断裂经过乌不浪口后继续向东偏南延伸,同时断裂走向逐渐向南东方向偏转,至马卜子北,该基岩断裂转至南东120°左右与南东走向的大佘太段基岩断裂近平行,且2段断裂间形成了宽度达12km的断裂转折带(图 6(a))。此外,北西走向的马卜子到台梁段基岩断裂,在乌兰忽洞附近存在类似的宽度在3km左右的断裂转折带(图 6(a))。


(a)色尔腾山山前断裂基岩断层分布位置,断裂西段过乌不浪口后继续向SEE方向延伸,与SE走向的东段断裂间以转折带相连,宽达12km;(b)色尔腾山山前断裂最新活动断层分布图。其中圐圙补隆段,为断层重叠区,形成了宽度较大的三角状台地面
图 6 色尔腾山山前断裂西段与东段转折处断层分布 Fig. 6 Fault distribution at the turning point between the western and eastern segments of Seerteng Piedmont Fault

色尔腾山山前最新活动断裂沿山前台地前缘分布(图 6(b)。在红旗村段(大后店-乌不浪口)山前活动断层呈近东西向展布,倾向南。该段山前基岩断裂和台地前缘最新活动断裂近平行,在小于2km的范围内发育了3级断层台地面和4—5级洪积阶地面。各级面状地貌宽度较小而高度较大,总体形成窄而陡的阶梯状地形。在圐圙补隆段(乌不浪口-瓦窑滩),色尔腾山山前断裂西段活动断层过乌不浪口后,仍平行于基岩断裂延伸,活动性逐渐减弱;而色尔腾山山前断裂东段过马卜子后继续往北西方向延伸,所形成的台地高度自南东向北西降低。2条断裂重叠区行成了平坦开阔的三角状台地面。在大佘太段(瓦窑滩-台梁),大部分地区台地前缘活动断层再次向山前基岩断层靠拢,形成窄而陡的阶梯状地形,仅在乌兰忽洞附近发育了较为宽阔的台地面。

根据内蒙古自治区地质局水文地质队(1981)在水泉村附近的钻孔剖面,结合在野外观察的现象,绘制了水泉村钻孔联合剖面图(图 6(b)图 7)。该剖面揭示了3条断层Fa、Fb和Fc以及一套被错断的湖相地层UL。野外调查发现,水泉村出露巨厚湖相层剖面,与沿断层广泛分布的的“吉兰泰-河套古大湖”湖相地层一致,根据前人研究,该套湖相顶部地层年龄约为6×104—6.5×104a左右(陈发虎等, 2008a, 2008bZhang等,2017)。同时,Zhang等(2017)根据湖相层UL在断层Fa两侧的垂直落差(约为65.5m)计算断层在水泉村附近的的垂直滑动速率为0.94mm/a。断层Fc错断了新近系,而未错断第四系,为前第四纪断层;断层Fb错断了更新统Q3下部,而未错断Q3上部,为晚更新世早期活动断层(图 7);而断层Fa错断了Q3和全新统Q4,为全新世活动断层。同时,我们在野外调查中发现,山前洪积阶地T3(OSL年龄约为60—70ka)在山前出山口处连续分布,且延伸至冲沟内部两侧,基岩断裂Fc和其前缘断层Fb并未将T3错断。而断层Fa在台地前缘形成连续分布的断层陡坎,从地貌上说明断裂Fb和Fc在T3形成(6×104—7×104a)以后再无错断至地表的活动,Fa至今仍在持续活动(图 5)。因此,我们可以得出,断层活动早期(第四纪以前)沿基岩断裂Fc活动;第四纪初期至晚更新世早期,断层沿Fb滑动;晚更新世中期至全新世,断层沿Fa滑动。随着断层的持续滑动,断层逐渐往盆地一侧迁移。


图 7 水泉村钻孔联合剖面图(改自内蒙古自治区地质局水文地质队(1981) Fig. 7 Joint profile with drilling near Shuiquan village

德岭山观察点(Site 3)处所看到的断层陡坎在白沙头附近消失(图 5(a)),色尔腾山山前活动断裂圐圙补隆段自白沙头向北西方向的延长线与色尔腾山山前断裂西段红旗村段相交于乌不浪口附近(图 5(a))。该段延长线上并未发现有断层错动的现象。同时,神华北观察点(Site 2)发育断层面、错断的全新世洪积扇面及宽度小于1km的山前台地面,但台地面高度较乌不浪口观测点(Site 1)有所降低,说明过乌不浪口后,色尔腾山山前断裂西段的活动性逐渐降低(图 4)。陈立春等(2003b)龙建宇等(2017)研究认为,EW走向的红旗村段和NW走向的圐圙补隆段2段断裂为弧形连接和“T”型结点连接。本文的研究结果显示,圐圙补隆段为色尔腾山山前断裂西段与东段的重叠区域,且台地前缘断层(东段西北端)活动性较强,台地后缘断层(西段东端)活动性较弱。色尔腾山山前断裂东段往北西方向的传播在白沙头附近停止,并未至乌不浪口与红旗村段相交。

在临河凹陷的东北角乌不浪口附近,近东西向的色尔腾山西段与北西向的色尔腾山东段间夹角约为150°,在2条断层的转折处出现较为复杂的构造样式和独特的地貌景观。山前高耸的基岩断层崖和基岩断层面指示,断层活动的早期是沿山前基岩与第四纪松散沉积物间基岩断层面滑动的(图 8(a))。山体抬升,形成的基岩断层崖被流水侵蚀切割形成断层三角面,盆地下降,接受巨厚的沉积。基岩断裂西段过乌不浪口后继续向东延伸,并逐渐向南偏转,直至马卜子附近,与北西走向色尔腾山山前断裂东段以断层转折带相连(Faure等,2009, 2010)。根据Mildon等(2016)提出的模式,此时色尔腾山山前断裂西段、东段及其间弯曲带的滑动矢量是一致的,即断层的下降盘沿弯曲的断层面呈一整体往下滑动。由于正断层呈上陡下缓的铲状,断层的持续滑动会使摩擦阻力加大,当断层的摩擦阻力大于地层的抗张能力时,断层将沿新的更陡立的断层滑动,而原有的断层面被废弃。至晚更新世中期,色尔腾山山前断裂的东、西两段皆向盆地一侧迁移至现今地貌上陡坎前缘位置。同时,断层的持续滑动会致使色尔腾山前断裂东段向北西方向扩展传递(图 8(b))。现今的地貌显示,色尔腾山山前断裂西段向东传递已经过神华北一带,但在神华北一带台地面有所降低,说明该断裂过乌不浪口后活动性有所降低(图 4)。在德岭山北的探槽揭示,色尔腾山山前断裂东段已经传递到德岭山附近,并形成最新的断层陡坎(图 5)。圐圙补隆段地形剖面显示,该地区为一长约40km,最大宽度约12km的斜坡状三角体。该三角体为色尔腾山山前断裂西段与东段间形成的转换斜坡(Conneally等,2014Fossen等,2016)。色尔腾山山前断裂东段的持续活动会致使该断裂持续向北西方向扩展传播,直至与色尔腾山山前断裂西段相交(图 7(c))。届时,色尔腾山山前断裂的西段和东段将连接在一起,形成1条弧形的大断裂。色尔腾山山前断裂西段在交点以东的部分将会被废弃而不再活动,早先形成的转换斜坡也将被破坏(Peacock等,1994Long等,2012)。根据色尔腾山山前断裂西段和东段的构造演化趋势,我们认为白沙头到乌不浪口断裂未破裂段,为两端断裂联通前的1个闭锁区域(图 5),积累了较高的势能,具有较高的地震风险,是潜在的地震震源区。


图 8 乌不浪口断层转折处构造演化模式图 Fig. 8 Tectonic evolution pattern of fault turning point in Wubuloukou

通过本次对于色尔腾山山前断裂西段与东段拐角处断层构造演化的研究,揭示了正断层演化的一些规律。在正断层的拐角处,重叠的断层部位形成转换斜坡;断层的持续活动会致使转换斜坡的破坏,断层“截弯取直”使断层转角处更加平滑;正断层在转折处“截弯取直”的现象,也常常发育在其它活动性较强的活动断层上,如银川盆地西边界贺兰山东麓断裂南部的苏峪口段(图 9);断层活动早期,断层沿F3—F1—F4活动。最新的地表调查发现,断层F2发育在F1东侧的洪积扇上,并保存了较好的线性特征。野外调查和古地震探槽揭示,断层F2与断层F3和F4一致,在1739年银川-平罗M 8大地震时产生了新的地表破裂,而断层F1在此次地震中并未活动(Middleton等,2016)。因此,我们认为随着断层的持续活动,断层F2将向南北两侧扩展,直至与断层F3、F4连接到一起,从而“截弯取直”使断层F1逐渐被废弃。在大同盆地南缘的恒山北麓断裂,临汾盆地北部罗云山山前断裂和上团柏断裂交界处以及蔚县-广灵盆地南缘断裂(王林等,2011Wang等,2013)皆有类似的“截弯取直”的现象。


图 9 贺兰山东麓断裂苏峪口段断层分布 Fig. 9 Fault distribution of the suukou section of the eastern foot fault of Helan mountain
5 结论

通过对东西走向的色尔腾山山前断裂西段与北西走向的东段间近150°转角位置的研究,得出以下结论:

(1)基岩断裂西段过乌不浪口后继续向东延伸,并逐渐向南偏转,直至马卜子附近,与北西走向色尔腾山山前断裂东段以中央转折带相连;而最新活动断层在圐圙补隆段重叠,并形成三角状的转换斜坡。

(2)色尔腾山山前断裂东段向北东方向的传播在白沙头附近终止,并未与色尔腾山山前断裂西段相连。该区域现今为应力积累区,具有较高的地震风险。

(3)在正断层转折部位,断层的持续滑动,致使断层向盆地一侧迁移,同时“截弯取直”,使断层转角处更加平滑。

致谢: 本文光释光样品测年实验由中国地震局地壳应力研究所的赵俊香博士负责完成,在此表示感谢。
参考文献
陈发虎, 范育新, 春喜, 等, 2008a. 晚第四纪"吉兰泰-河套"古大湖的初步研究[J]. 科学通报, 53(10): 1207-1219.
陈发虎, 范育新, MadsenD.B., 等, 2008b. 河套地区新生代湖泊演化与"吉兰泰-河套"古大湖形成机制的初步研究[J]. 第四纪研究, 28(5): 866-873.
陈桂华, 徐锡伟, 闻学泽, 等, 2006. 数字航空摄影测量学方法在活动构造中的应用[J]. 地球科学-中国地质大学学报, 31(3): 405-410. DOI:10.3321/j.issn:1000-2383.2006.03.020
陈立春, 冉勇康, 常增沛, 2003a. 色尔腾山山前断裂得令山以东段晚第四纪活动特征与古地震事件[J]. 地震地质, 25(4): 555-565.
陈立春, 冉勇康, 杨晓平, 2003b. 色尔腾山山前断裂晚第四纪活动与破裂分段模型[J]. 中国地震, 19(3): 255-265.
邓起东, 程绍平, 闵伟, 等, 1999. 鄂尔多斯块体新生代构造活动和动力学的讨论[J]. 地质力学学报, 5(3): 13-21. DOI:10.3969/j.issn.1006-6616.1999.03.003
邓起东, 陈立春, 冉勇康, 2004. 活动构造定量研究与应用[J]. 地学前缘, 11(4): 383-392. DOI:10.3321/j.issn:1005-2321.2004.04.005
邓起东, 2007.中国活动构造图.北京: 地震出版社.
董瑞树, 周庆, 冉洪流, 2007. 历史地震考察中历史资料辨伪与查证[J]. 震灾防御技术, 2(1): 50-57. DOI:10.3969/j.issn.1673-5722.2007.01.007
国家地震局, 1988.鄂尔多斯周缘活动断裂系.北京: 地震出版社.
何祥丽, 张绪教, 何泽新, 等, 2015. 内蒙古狼山地区晚第四纪泥石流发育特征及其构造意义[J]. 地质通报, 34(9): 1735-1748. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2015.09.015
何泽新, 张绪教, 贾丽云, 等, 2014. 内蒙古狼山山前台地成因及其新构造运动意义[J]. 现代地质, 28(1): 98-108. DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2014.01.009
江娃利, 2003. 内蒙狼山-色尔腾山山前活动断裂古地震事件识别及同震垂直位移[J]. 地壳构造与地壳应力文集: 45-52.
江娃利, 邓起东, 徐锡伟, 等, 2004. 1303年山西洪洞8级地震地表破裂带[J]. 地震学报, 26(4): 355-362. DOI:10.3321/j.issn:0253-3782.2004.04.003
雷启云, 柴炽章, 杜鹏, 等, 2015. 1739年平罗8级地震发震构造[J]. 地震地质, 37(2): 413-429. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2015.02.006
李建彪, 2006.河套盆地晚第四纪成湖环境变化与构造活动研究.北京: 中国地震局地质研究所.
李彦宝, 冉勇康, 陈立春, 等, 2015. 河套断陷带主要活动断裂最新地表破裂事件与历史大地震[J]. 地震地质, 37(1): 110-125. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2015.01.009
李昭淑, 崔鹏, 2007. 1556年华县大地震的次生灾害[J]. 山地学报, 25(4): 425-430. DOI:10.3969/j.issn.1008-2786.2007.04.007
龙建宇, 何仲太, 张浩, 等, 2017. 色尔腾山山前断裂大后店-瓦窑滩段的地貌特征与分段[J]. 现代地质, 31(1): 71-80. DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2017.01.006
吕艳, 董颖, 冯希杰, 等, 2014. 1556年陕西关中华县特大地震地质灾害遗迹发育特征[J]. 工程地质学报, 22(2): 300-308. DOI:10.3969/j.issn.1004-9665.2014.02.021
马保起, 李克, 吴卫民, 等, 1999. 大青山河谷地貌特征及新构造意义[J]. 地理学报, 54(4): 327-334. DOI:10.3321/j.issn:0375-5444.1999.04.005
内蒙古自治区地质局水文地质队, 1981.内蒙古巴盟河套平原水文地质和土化学剖面图.中国地质资料局.
冉勇康, 陈立春, 杨晓平, 等, 2003. 鄂尔多斯地块北缘主要活动断裂晚第四纪强震复发特征[J]. 中国科学(D辑), 33(S1): 135-143.
冉勇康, 王虎, 李彦宝, 等, 2012. 中国大陆古地震研究的关键技术与案例解析(1):走滑活动断裂的探槽地点、布设与事件识别标志[J]. 地震地质, 34(2): 197-210. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2012.02.001
宋方敏, 朱世龙, 汪一鹏, 等, 1983. 1920年海原地震中的最大水平位移及西华山北缘断裂地震重复率的估计[J]. 地震地质, 5(4): 29-38, 87.
宋立胜, 1989. 1556年华县8级大震死亡人数初探[J]. 灾害学, (4): 68-72.
王林, 田勤俭, 李德文, 等, 2011. 京西北蔚县-广灵半地堑盆地南缘断裂带的断层生长研究[J]. 地震地质, 33(4): 828-838. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2011.04.008
许冲, 田颖颖, 马思远, 等, 2018. 1920年海原8.5级地震高烈度区滑坡编录与分布规律[J]. 工程地质学报, 26(5): 1188-1195.
徐锡伟, 于贵华, 马文涛, 等, 2002. 活断层地震地表破裂"避让带"宽度确定的依据与方法[J]. 地震地质, 24(4): 470-483. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2002.04.001
徐岳仁, 何宏林, 李文巧, 等, 2018. 1303年洪洞地震宏观震中修订的新证据[J]. 地震地质, 40(5): 945-966.
杨晓平, 冉勇康, 胡博, 等, 2002. 内蒙古色尔腾山山前断裂(乌句蒙口-东风村段)的断层活动与古地震事件[J]. 中国地震, 18(2): 127-140. DOI:10.3969/j.issn.1001-4683.2002.02.002
杨晓平, 冉勇康, 胡博, 等, 2003. 内蒙古色尔腾山山前断裂带乌加河段古地震活动[J]. 地震学报, 25(1): 62-71. DOI:10.3321/j.issn:0253-3782.2003.01.008
张剑清, 潘励, 王树根, 2009.摄影测量学.2版.武汉: 武汉大学出版社.
张世民, 任俊杰, 聂高众, 2007. 五台山北麓第四纪麓原面与河流阶地的共生关系[J]. 科学通报, 52(2): 215-222. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2007.02.015
张世民, 任俊杰, 罗明辉, 等, 2008. 忻定盆地周缘山地的层状地貌与第四纪阶段性隆升[J]. 地震地质, 30(1): 187-201. DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2008.01.013
朱志澄, 1999.构造地质学.2版.武汉: 中国地质大学出版社.
Ackermann R. V., Schlische R. W., Withjack M. O., 2001. The geometric and statistical evolution of normal fault systems:an experimental study of the effects of mechanical layer thickness on scaling laws[J]. Journal of Structural Geology, 23(11): 1803-1819. DOI:10.1016/S0191-8141(01)00028-1
Angster S., Wesnousky S., Huang W. L., et al, 2016. Application of UAV photography to refining the slip rate on the pyramid lake fault zone, Nevada[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 106(9): 785-798.
Conneally J., Childs C., Walsh J. J., 2014. Contrasting origins of breached relay zone geometries[J]. Journal of Structural Geology, 58(58): 59-68.
Cowie P. A., Vanneste C., Sornette D., 1993. Statistical physics model for the spatiotemporal evolution of faults[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 98(B12): 21809-21821. DOI:10.1029/93JB02223
Cowie P. A., Sornette D., Vanneste C., 1995. Multifractal scaling properties of a growing fault population[J]. Geophysical Journal International, 122(2): 457-469. DOI:10.1111/j.1365-246X.1995.tb07007.x
Crone A. J., Omdhal E., 1987. Directions in paleoseismology. US Geological Survey Open File Report, 87-683.
Densmore A. L., Dawers N. H., Gupta S., et al, 2003. Landscape evolution at extensional relay zones[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 108(B5): ETG 11.
Densmore A. L., Gupta S., Allen P. A., et al, 2007. Transient landscapes at fault tips[J]. Journal of Geophysical Research:Earth Surface, 112(F3): F03S08.
Faure Walker J. P., Roberts G. P., Cowie P. A., et al, 2009. Horizontal strain-rates and throw-rates across breached relay zones, central Italy:implications for the preservation of throw deficits at points of normal fault linkage[J]. Journal of Structural Geology, 31(10): 1145-1160. DOI:10.1016/j.jsg.2009.06.011
Faure Walker J. P., Roberts G. P., Sammond P. R., et al, 2010. Comparison of earthquake strains over 102 and 104 year timescales:Insights into variability in the seismic cycle in the central Apennines, Italy[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 115(B10): B10418. DOI:10.1029/2009JB006462
Fossen H., Rotevatn A., 2016. Fault linkage and relay structures in extensional settings-a review[J]. Earth-Science Reviews, 154: 14-28. DOI:10.1016/j.earscirev.2015.11.014
Fraser C. S., Cronk S., 2009. A hybrid measurement approach for close-range photogrammetry[J]. ISPRS Journal of Photogrammetry and Remote Sensing, 64(3): 328-333. DOI:10.1016/j.isprsjprs.2008.09.009
He Z. T., Ma B. Q., Long J. Y., et al, 2017. Recent ground fissures in the Hetao basin, Inner Mongolia, China[J]. Geomorphology, 295: 102-114. DOI:10.1016/j.geomorph.2017.07.008
Johnson K., Nissen E., Saripalli S., et al, 2014. Rapid mapping of ultrafine fault zone topography with structure from motion[J]. Geosphere, 10(5): 969-986. DOI:10.1130/GES01017.1
Long J. J., Imber J., 2012. Strain compatibility and fault linkage in relay zones on normal faults[J]. Journal of Structural Geology, 36: 16-26. DOI:10.1016/j.jsg.2011.12.013
Lucieer A., de Jong S. M., Turner D., 2014. Mapping landslide displacements using structure from motion (SfM) and image correlation of multi-temporal UAV photography[J]. Progress in Physical Geography:Earth and Environment, 38(1): 97-116. DOI:10.1177/0309133313515293
Middleton T. A., Walker R. T., Parsons B., et al, 2016. A major, intraplate, normal-faulting earthquake:The 1739 Yinchuan event in northern China[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 121(1): 293-320. DOI:10.1002/2015JB012355
Mildon Z. K., Roberts G. P., Walker J. P. F., et al, 2016. Active normal faulting during the 1997 seismic sequence in Colfiorito, Umbria:did slip propagate to the surface?[J]. Journal of Structural Geology, 91: 102-113. DOI:10.1016/j.jsg.2016.08.011
Peacock D. C. P., Sanderson D. J., 1991. Displacements, segment linkage and relay ramps in normal fault zones[J]. Journal of Structural Geology, 13(6): 721-733. DOI:10.1016/0191-8141(91)90033-F
Peacock D. C. P., Sanderson D. J., 1994. Geometry and development of relay ramps in normal fault systems[J]. AAPG Bulletin, 78(2): 147-165.
Peacock D. C. P., 2002. Propagation, interaction and linkage in normal fault systems[J]. Earth-Science Reviews, 58(1-2): 121-142. DOI:10.1016/S0012-8252(01)00085-X
Snavely N., Seitz S. M., Szeliski R., 2008. Modeling the world from internet photo collections[J]. International Journal of Computer Vision, 80(2): 189-210. DOI:10.1007/s11263-007-0107-3
Uysal M., Toprak A. S., Polat N., 2015. DEM generation with UAV photogrammetry and accuracy analysis in Sahitler hill[J]. Measurement, 73: 539-543. DOI:10.1016/j.measurement.2015.06.010
Wallace R. E., 1981. Active faults, paleoseismology, and earthquake hazards in the western United States. In: Simpson D. W., Richards P. G., eds., Earthquake Prediction-An International Review. Washington, DC: American Geophysical Union, Maurice Ewing Series, 4: 209-216.
Wang L., Tian Q. J., Li D. W., et al, 2013. Fault-growth pattern of the south margin normal fault of the Yuguang basin in northwest Beijing and its influencing factors[J]. Acta Geologica Sinica, 87(3): 707-719. DOI:10.1111/1755-6724.12082
Westoby M. J., Brasington J., Glasser N. F., et al, 2012. 'Structure-from-Motion' photogrammetry:a low-cost, effective tool for geoscience applications[J]. Geomorphology, 179: 300-314. DOI:10.1016/j.geomorph.2012.08.021
Yeats R., Prentice C. S., 1996. Introduction to special section:Paleoseismology[J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 101(B3): 5847-5853. DOI:10.1029/95JB03134
Zhang H., He Z. T., Ma B. Q., et al, 2017. The vertical slip rate of the Sertengshan piedmont fault, Inner Mongolia, China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 143: 95-108. DOI:10.1016/j.jseaes.2017.04.014
Zhang P. Z., Slemmons D. B., Mao F. Y., 1991. Geometric pattern, rupture termination and fault segmentation of the Dixie Valley-Pleasant Valley active normal fault system, Nevada, U.S.A[J]. Journal of Structural Geology, 13(2): 165-176. DOI:10.1016/0191-8141(91)90064-P