徐錫偉 孫鑫喆 譚錫斌 李 康 于貴華

Marie Etchebes2) Yann Klinger2)Paul Tapponnier3) J.Van Der Woerd4)

1)中國地震局地質(zhì)研究所，活動構(gòu)造與火山重點實驗室，北京 100029

2)Tectonics，Institut de Physique du Globe de Paris，Sorbone Paris Cité，CNRS

3)Earth Observatory of Singapore，Singapore

4)Institut de Physique du Globe，Strasbourg，F(xiàn)rance

0 引言

深入理解活動斷層的地震破裂過程和長期滑動習(xí)性需要厘定地震破裂的幾何結(jié)構(gòu)和同震位移分布，但迄今為止真正能夠提供準(zhǔn)確的地表破裂和同震位移分布圖的歷史走滑型地震不超過 20 個(Yeats et al.，1997;Barka et al.，2002;Xu et al.，2002，2009;Ozacar et al.，2004;孫鑫喆等，2012)，在相同活動斷層上同時測量到最新一次地震同震位移和多次地震累積位移及其分布樣式的走滑型地震實例則更少(Zielke et al.，2010;Klinger et al.，2011)，在很大程度上妨礙了科學(xué)判定已有地震復(fù)發(fā)模型(叢狀群集或特征地震)的合理性及其可能的實際應(yīng)用(Schwartz et al.，1984;Xu et al.，1996;Zielke et al.，2010)。

富蘊斷裂，又稱可可托海-二臺斷裂，地處由中國中部南北地震帶—蒙古—貝加爾湖(東帶)、帕米爾—天山—阿爾泰—貝加爾湖(西帶)、喜馬拉雅等圍限的、特大地震頻發(fā)的板內(nèi)大三角地震區(qū)北頂端的阿爾泰地區(qū)(馬宗晉等，2010)，北臨貝加爾裂谷系，南接天山再生造山帶和青藏高原，東為鄂爾多斯、華南、華北平原和阿穆爾等剛性塊體(圖1)。已有研究表明，阿爾泰地區(qū)位于天山及其以南近NS向擠壓環(huán)境向北部貝加爾裂谷系NW-SE向伸展區(qū)的轉(zhuǎn)換過渡地帶，地殼正經(jīng)歷著共軛剪切變形，發(fā)育著 NNW向(N30°W)右旋走滑斷層和 NWW向(N80°W)左旋走滑斷層(Molnar et al.，1975;Baljinnyam et al.，1993)，作為印度板塊持續(xù)向北運移、與歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程變形效應(yīng)(Tapponnier et al.，1979);GPS監(jiān)測資料顯示相對于歐亞板塊存在約4mm/a的N向或NNE向運動，蒙古西北部圖瓦共和國山區(qū)還有約3mm/a的近NS向地殼縮短，貝加爾裂谷系存在NW-SE向約4mm/a的地殼伸展，這一數(shù)值遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于天山地區(qū)和青藏高原現(xiàn)今地殼運動速率(Wang et al.，2001)，地殼剪切應(yīng)變速率介于0～1×10-16/s(Holt et al.，2000)。盡管阿爾泰地區(qū)的地殼應(yīng)變速率較低，但20世紀(jì)遭受了4次8級或更大震級的地震這一事實使阿爾泰地區(qū)成為全球板內(nèi)地震非?；钴S的地區(qū)之一(Baljinnyam et al.，1993)。

圖1 富蘊地震地表破裂帶及走滑位移分布圖(據(jù)Klinger et al.，2011修改)Fig.1 The 1931 Fuyun earthquake surface rupture zone and distribution of cumulative slips(adapted from Klinger et al.，2011).

富蘊斷裂是阿爾泰地區(qū)一條典型的NNW向右旋走滑斷層，曾發(fā)生過1931年8月11日富蘊8.0級地震(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Baljinnyam et al.，1993)。前人對1931年富蘊地震地表破裂帶長度、地表破裂組合特征、尾端次生構(gòu)造樣式、同震位移分布和最大右旋走滑位移、地表破裂寬度、富蘊斷裂第四紀(jì)活動的構(gòu)造地貌特征、長期滑動速率、古地震復(fù)發(fā)模型等做了初步研究(Deng et al.，1984;新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Lin et al.，1998;張之武等，2008;Klinger et al.，2011)，給出了富蘊斷裂幾何學(xué)和運動學(xué)的基本參數(shù)。但由于該地屬干旱地區(qū)，缺乏可靠的年代數(shù)據(jù)，加上測量位移的標(biāo)志(階地分界陡坎、沖溝和河道)不明顯，妨礙了對富蘊斷裂長期滑動習(xí)性的了解。本文針對干旱地區(qū)地貌面形成的特殊性，利用高分辨率陸地LiDAR空間掃描數(shù)據(jù)圖像解譯技術(shù)和宇宙成因核素(10Be)測年技術(shù)，重新分析、研究1931年富蘊地震地表破裂帶的基本參數(shù)、累積位移分布特征、各級地貌面形成年齡、長期右旋走滑速率和古地震復(fù)發(fā)模型等，將有助于深入認(rèn)識低應(yīng)變速率環(huán)境條件下走滑斷層的滑動習(xí)性和地震破裂過程等科學(xué)問題。

1 陸地LiDAR掃描數(shù)據(jù)與同震位移和累積位移

1.1 已有研究結(jié)果

新疆維吾爾自治區(qū)地震局馮先岳、柏美祥、戈澍謨等人早在1972年、1974年、1978年和1979年就對富蘊地震的烈度分布、地震破裂樣式、發(fā)震構(gòu)造條件等進(jìn)行了野外考察與研究(楊章等，1980，1982);1980—1982年由丁國瑜先生牽頭負(fù)責(zé)的富蘊地震現(xiàn)場科學(xué)考察應(yīng)為最全面、最主要的一次科學(xué)考察活動，通過考察給出了走向NNW(340°)、長約176km的富蘊地震地表破裂帶基本特征:北段為長約55km的右旋正走滑斷層，中段為長約111km的右旋走滑斷層，南段為長約10km的右旋逆走滑斷層;中段右旋走滑位移為6～10m，卡拉先格爾至阿克薩依之間同震位移最大值可達(dá)14m(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Lin et al.，1998)。

近年來，有學(xué)者利用高分辨率Quickbird光學(xué)衛(wèi)星影像解譯獲得了富蘊斷裂沿線553個觀測點的右旋走滑位移數(shù)據(jù)(圖1)，其中1931年富蘊地震同震位移數(shù)據(jù)290個，同震位移平均值為(6.3±1.2)m(Klinger et al.，2011)。值得說明的是，在有Quickbird影像范圍內(nèi)沿富蘊斷裂走向分布的同震位移集中在6.3m左右，沒有明顯的峰值位移;另外279個位移值可歸并為1931年地震同震位移平均值倍數(shù)的5組優(yōu)勢位移值，分別約為12m、18m、24m、30m和37m，代表2次至6次地震的同震累積位移值，符合特征位移模型(Klinger et al.，2011)。

可見，由于位移標(biāo)志和測量技術(shù)差異，以及累積位移起始年代的不確定性等，造成了諸如1931年富蘊地震同震位移、累積位移量等多種基礎(chǔ)數(shù)據(jù)的偏差，嚴(yán)重影響了對富蘊斷裂長期滑動習(xí)性的認(rèn)識，也影響了對該斷裂未來地震危險性的評估結(jié)果。

1.2 陸地LiDAR掃描數(shù)據(jù)分析

在構(gòu)造地質(zhì)學(xué)范疇，包括河床、階地分界陡坎、沖洪積扇面、山脊、溝槽等斷錯地貌標(biāo)志或現(xiàn)象記錄了活動斷層上地震逐次發(fā)生留下的地表破裂證據(jù)(Sieh，1996)，高分辨率遙感技術(shù)的發(fā)展，特別是3D LiDAR測量技術(shù)的發(fā)展與應(yīng)用，結(jié)合多方法年代學(xué)約束，可明顯提高識別活動斷層斷錯地貌的時空分辨率，進(jìn)一步改善對活動斷層地震滑動習(xí)性的認(rèn)識(Zielke et al.，2010)。為進(jìn)一步論證富蘊斷裂上已有的富蘊地震同震位移分布、多次地震累積位移分布樣式、地表破裂型地震復(fù)發(fā)模型等，在參考已有高分辨率Quickbird遙感影像解譯獲得的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)(Klinger et al.，2011)和早年野外考察成果(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Lin et al.，1998)的基礎(chǔ)上，我們再次沿富蘊地震地表破裂帶全線進(jìn)行野外考察，認(rèn)為卡拉先格爾至阿克薩依之間根據(jù)地表破裂帶附近新疆方枝柏叢、非線狀沖出錐或倒石堆等作為標(biāo)志測量到的10～14m最大同震位移值(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Lin et al.，1998)，不僅存在著很大的不確定性，而且它們能否作為測量同震位移的標(biāo)志也值得商榷。例如，作為測量標(biāo)志覆蓋在東傾斷層陡坎或斷層面上的面狀新疆方枝柏叢(圖2;Lin et al.，1998)，存在如下3種可能性:第1種可能性是此方枝柏是1931年地震后生長形成的植被(圖2 a);第2種可能性是此方枝柏生長在1931年地震前的先存斷層陡坎上，1931年地震錯動擴(kuò)大了與東側(cè)新疆方枝柏之間的距離(圖2 a，b);考慮到該觀測點附近斷層陡坎兩側(cè)發(fā)育著許多新疆方枝柏叢簇，第3種可能性是現(xiàn)今覆蓋在斷層陡坎上的新疆方枝柏與東側(cè)的在地震前不屬于同一叢簇(圖2 b)。如果屬第1種或第3種可能性，則已有的測量值均不能作為1931年富蘊地震的最大同震位移量;如果屬第2種可能性，則已有測量值可能包含了2次地震的累積位移量，也不能作為1931年富蘊地震的最大同震位移值。另外，由于山坡上倒石堆邊界不確定性很大，利用它測量到的14m同震位移量應(yīng)該說也不可靠(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985)。

為進(jìn)一步驗證1931年富蘊地震平均右旋走滑位移值、多次地震的累積右旋走滑位移及其之間存在的倍數(shù)關(guān)系等的可靠性和真實性，我們在以右旋走滑運動為主的中段走滑型斷錯地貌非常好的3個觀測點(圖1中觀測點①、觀測點②、觀測點③)，利用陸地LiDAR測量儀(RIEGL)進(jìn)行3D掃描，獲得了上述3個觀測點分辨率可達(dá)10cm的LiDAR地形高程數(shù)據(jù)(DEM)，據(jù)此恢復(fù)、重建不同地質(zhì)體、地貌線(面)形成以來的右旋走滑位移量。例如，觀測點(觀測點②)沿地表破裂帶恢復(fù)得到最新一次地震同震錯動，即1931年富蘊地震同震位移為(6.6±0.7)m，含富蘊地震同震位移在內(nèi)的2次地震錯動累積位移量為(11.7±0.9)m，依次可得3次、5次和6次累積位移量分別為(18.9±1.0)m、(30.6±1.5)m和(35.9±1.0)m(圖3)，這一組包含不同次數(shù)的同震累積位移量與利用同一地點分辨率約為0.7m的Quickbird衛(wèi)星影像恢復(fù)、重建得到的量值基本一致(Klinger et al.，2011)。

在阿克薩依南平坦的山前坡洪積平原上(觀測點③)，發(fā)育著大量網(wǎng)狀小沖溝(圖4 a)，富蘊地震地表破裂帶右旋切割了這些網(wǎng)狀沖溝，恢復(fù)重建獲得13個最新一次同震右旋位移值(圖4 a)，其中7個位移值達(dá)到7m左右，4個位移值為6.5m，2個6m左右，平均值為(6.7±0.5)m;另外有2條沖溝夾持的洪積扇體右旋錯動量為 (18.0±1.2)m，以及2條較大沖溝的右旋位移達(dá)(25.5±1.0)m，應(yīng)該為多次地震同震錯動的累積量(圖4 a)。

同樣，在最南觀測點(觀測點①)發(fā)育著5級階地面(T0～T5)及其相對應(yīng)的沖積物，其中T4階地面或同時代坡洪積物分布最廣，地貌面被不同深淺的溝谷下切，形成侵蝕河床，根據(jù)地表破裂帶兩側(cè)不同級別沖溝、侵蝕河床或沖溝階地分界陡坎復(fù)原、重建得到1931年富蘊地震同震右旋走滑位移為(6.0±0.5)m;2次地震累積位移為(12±1.0)m，3次地震累積位移約為(18.8±2.0)m，另外在最南端河流兩側(cè)T4/T3階地分界陡坎的右旋走滑位移平均為(36±3.0)m，推測應(yīng)該為5次或6次地震累積同震位移量(圖4 b)。

從陸地LiDAR掃描獲得的3D地形數(shù)據(jù)圖像精度比Quickbird衛(wèi)星遙感影像更高，利用這些數(shù)據(jù)獲得的3個觀測點1931年富蘊地震同震位移值和多次地震累積位移值應(yīng)該更為可靠，不僅證實Klinger等(2011)利用Quickbird衛(wèi)星遙感影像解譯出的基本數(shù)據(jù)及其特征地震滑動行為的推論是正確的，結(jié)合野外考察還進(jìn)一步表明1931年富蘊地震的最大同震右旋位移量為7m左右，而不是有些研究者早期測量到的10～14m，為科學(xué)、客觀地評價像阿爾泰地區(qū)那樣地殼低應(yīng)變速率條件下右旋走滑斷層的地震復(fù)發(fā)模型和發(fā)震危險性提供了不可多得的基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

圖2 卡拉先格爾至阿克薩依間富蘊地震地表破裂與同震位移Fig.2 The earthquake surface rupture zone and coseismic slips between Karaxingar and Akesay.

2 斷錯地貌面測年與滑動速率

2.1 斷錯地貌面年齡

富蘊斷裂位于阿爾泰地區(qū)西邊界，因發(fā)生過1931年富蘊8級地震而引人關(guān)注。除富蘊地震地表破裂帶研究外，也有研究者鑒于長期地震危險性評價的需要，通過測量不同級別橫跨富蘊斷裂河流累積右旋位移量值，推測中更新世以來右旋走滑速率至少為1mm/a，最大可達(dá)22mm/a(新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;Baljinnyam et al.，1993)或晚第四紀(jì)以來平均右旋走滑速率為1.5～5.0mm/a(張之武等，2008)，但缺少可靠且有效的年代學(xué)數(shù)據(jù)約束。

圖3 觀測點②斷錯地貌的恢復(fù)與重建及相應(yīng)的右旋走滑位移值Fig.3 Restoration of offset landforms and associated dextral offsets at site②.

富蘊斷裂地處內(nèi)陸干旱地區(qū)，沉積物中缺少可以用于放射性同位素14C方法測年的木炭樣品，但各級斷錯地貌面上普遍存在富含石英的巨石碎塊和鵝卵石，可用原地宇宙成因核素(10Be)測年技術(shù)測定這些地貌面的暴露年齡，即獲得地貌面的形成年代(Braucher et al.，2009;Gosse et al.，2001)。我們在3個觀測點的各級地貌面上均采集了許多富含石英的巨石碎塊和鵝卵石樣品，據(jù)已經(jīng)測試獲得的年齡數(shù)據(jù)來看(圖4)，觀測點①附近T1級階地獲得2個有效年齡數(shù)據(jù)，分別為(17 811±1 606)a和(22 964±2 072)a(圖4 b)，估計T1下切抬升或形成年齡為距今(20±4)ka(平均值);T2階地僅河流南側(cè)發(fā)育，已測試的6個年齡數(shù)據(jù)中2個偏老(83 779±7 807)a和(78 765±7 108)a，推測樣品在堆積前已經(jīng)暴露地表或曾經(jīng)暴露過地表接受宇宙射線照射，但其余4個年齡數(shù)據(jù)介于距今27 800a至47 900a之間，估計T2下切抬升或形成年齡為距今(40±9)ka(平均值);T3階地也局限在河流南側(cè)，4個有效數(shù)據(jù)中2個較為年輕的年齡平均值為距今(51±8)ka;T4階地在河流南北兩側(cè)均有發(fā)育，其中北側(cè)扣除2個明顯偏老的數(shù)據(jù)外，平均值為距今(100±4)ka，南側(cè)扣除1個年齡數(shù)據(jù)偏老之外的其余4個平均年齡為距今(87±17)ka;而僅分布在斷層?xùn)|盤、高程最高的T5階地面的平均年齡為距今(296±30)ka。同樣，在觀測點③沖洪積平原上，地勢稍高的沖洪積面上4個較年輕的年齡數(shù)據(jù)平均值為距今(56±3)ka，而較低平的沖洪積面上的4個年齡數(shù)據(jù)顯示出其堆積后的暴露年齡為距今(34±2)ka(圖4 a)。

2.2 滑動速率計算

圖4 觀測點①和觀測點③陸地LiDAR掃描地形高程圖像、地震地表破裂帶與右旋走滑位移解譯圖Fig.4 Map of LiDAR acquired DEMS showing earthquake surface rupture zone and dextral offsets.

滑動速率為累積位移量與其起始時間之比，但某一累積位移的起始時間有時很難確定，如果走滑位移標(biāo)志為相繼形成的2級階地之間的分界陡坎，依據(jù)階地堆積和抬升下切的基本形成原理，低一級階地下切、抬升的年齡較高一級階地的年齡更接近階地分界陡坎累積走滑位移的起始時間(Van et al.，2002;Xu et al.，2005);也有人認(rèn)為高階地下切、抬升的年齡更接近相繼形成的2級階地分界陡坎形成年齡或累積位移的起始時間，但需假定為側(cè)蝕作用不強(qiáng)的季節(jié)性河流或沖溝(張培震等，2008)，這一假定實際上默認(rèn)了階地分界陡坎開始累積位移時低階地已經(jīng)露出水面，可見低階地形成年齡實際上代表了階地分界陡坎正式形成并穩(wěn)定下來的年齡，也即代表累積位移的起始年代。當(dāng)然，如果高、低2級階地形成的年齡相差不大，用任何一個年齡數(shù)據(jù)獲得的滑動速率與真實速率偏差均較小，可用高、低2級階地形成年齡同時限定長期滑動速率，至少高階地的年齡可以給出累積位移起始時間的上限值(Kirby et al.，2007)。

富蘊斷裂提供了一種現(xiàn)今極端干旱條件下如何確定高、低階地分界陡坎累積走滑位移起始時間的實例。例如，在觀測點①最南端的一條由東向西流入準(zhǔn)噶爾盆地的河流目前為季節(jié)性河流，河床內(nèi)充填了近數(shù)10a來堆積的現(xiàn)代砂礫石，覆蓋并破壞了1931年切割現(xiàn)代河床的地震地表破裂帶，僅在階地面暴露年齡為距今(20±4)ka的T1階地前緣殘存了一個高約2m左右、陡坎自由面傾向西的逆斷層陡坎，陡坎西側(cè)也堆積了震后砂礫石，明顯降低了斷層陡坎高度;更需要指出的是，盡管在河流兩側(cè)T3和T4高階地上，特別是T4階地面上網(wǎng)狀沖溝被地震地表破裂帶右旋錯動，不僅可以測量到1931年地震的同震位移，還可以測量到多次地震的累積位移量，但地表破裂帶切割現(xiàn)今河床處由于季節(jié)性河流的側(cè)蝕沖刷以及靠近陡坎及其陡坎以西地段震后砂礫石堆積作用徹底毀壞了現(xiàn)今河岸的同震錯動地貌，使1931年同震走滑位移不清，說明無論是季節(jié)性河流還是動力條件較強(qiáng)的滿岸河流均會對最新同震位移起到?jīng)_刷破壞作用。另外，該河流北側(cè)斷層?xùn)|盤(上盤)發(fā)育著T1階地和T4階地，西盤(下盤)僅發(fā)育T4階地，而南側(cè)則發(fā)育著T1、T2、T3和T4等階地，其中北側(cè)T4/T0或T1分界陡坎被富蘊斷裂切割的累積位移量約為35.7m，與南側(cè)T4/T3階地分界陡坎累積位移量約36m十分接近，說明在宏觀上河岸能夠累積走滑位移量，而且T3階地的抬升、下切或形成年齡應(yīng)該更接近T4/T3階地分界陡坎累積位移量的起始年代。因此，這一實例顯示相繼形成的2級階地之間分界陡坎累積位移的起始年代為低階地形成年齡。當(dāng)然，高階地的形成年齡值應(yīng)代表這一累積位移量可能的上限值，建議可作為參考來限制計算滑動速率可能的最小值。

由上述討論可見，觀測點①T4/T0或T4/T3階地分界陡坎的右旋走滑累積位移量的起始時間盡管介于T3至T4階地形成年齡之間，但更接近于T3階地形成年齡，即36m左右的右旋走滑位移量的起始時間接近 (51±8)ka，北側(cè)T4階地形成年齡(距今(100±4)ka)或南側(cè)形成年齡(距今(87±17)ka)可作為可能的上限約束值，據(jù)此可得該觀測點附近晚更新世以來的右旋走滑速率＞0.36mm/a，接近 (0.66±0.05)mm/a。此外，在觀測點③山前沖洪積平原上存在暴露年齡分別距今(56±3)ka和距今(34±2)ka等2組地貌單元，遙感解譯識別出2組較大的右旋走滑位移分別為(35±1.0)m和(30.6±1.2)m，由此可計算得到這一地貌面形成以來的富蘊斷裂右旋滑動速率平均為(0.76±0.24)mm/a。

考慮到觀測點①接近以右旋走滑為主、但明顯帶有逆斷層擠壓分量的南段，逆斷層擠壓分量應(yīng)轉(zhuǎn)換、吸收部分右旋走滑分量，使長期右旋走滑速率值偏小;而觀測點③位于富蘊斷裂中段，以右旋走滑為主，比較客觀地代表富蘊斷裂的右旋走滑運動的平均值。由此，富蘊斷裂晚更新世以來的右旋滑動速率應(yīng)為(0.76±0.24)mm/a。這一速率較前人給出的滑動速率要小1個數(shù)量級(Shi et al.，1984;新疆維吾爾自治區(qū)地震局，1985;張之武等，2008)，但與阿爾泰地區(qū)東北部其他NNW向走滑斷層的右旋滑動速率基本在相同量值范圍內(nèi)，例如阿爾泰東麓科布多斷裂右旋走滑速率為0.5～1.2mm/a(Vassallo，2006)，哈爾烏蘇湖斷裂(Har-Us-Nuur)右旋走滑速率約為2.4mm/a(Nissen et al.，2009)，也與阿爾泰地區(qū)GPS監(jiān)測得到的NNE-SSW向約5mm/a地殼縮短率相匹配(Calais et al.，2003)，從長期滑動速率上體現(xiàn)出低應(yīng)變速率條件下低滑動速率的長期運動習(xí)性這一印度板塊與歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程變形效應(yīng)。

3 地震復(fù)發(fā)模型討論

高分辨率Quickbird衛(wèi)星影像解譯和局部地段陸地LiDAR地形數(shù)據(jù)等分析表明，1931年富蘊地震同震特征位移為 (6.3±1.2)m(圖1 b，c)，與2001年昆侖山口西8.1級地震、2010年玉樹7.1級地震等同震位移沿發(fā)震斷層走向出現(xiàn)多峰值不同(Xu et al.，2002，2006;孫鑫喆等，2012)，富蘊地震同震位移沿富蘊斷裂走向向南北兩端緩慢衰減，右旋位移量基本保持在6.3m左右，最大同震走滑位移量約為6.7m，位于地震地表破裂帶中段。同樣，存在6.3m倍數(shù)關(guān)系的多組累積位移也有相似的緩慢衰減的平穩(wěn)分布樣式，支持至少在過去5次地震期間每一次地震震級大小或右旋走滑位移基本一致的特征地震復(fù)發(fā)模式。考慮到富蘊斷裂晚更新世以來的右旋滑動速率接近(0.76±0.24)mm/a，則估計類似于富蘊地震震級大小的地表破裂型地震復(fù)發(fā)間隔為(9 700±3 300)a，這一復(fù)發(fā)間隔遠(yuǎn)大于已有古地震研究資料的北天山獨山子-安期海-瑪納斯逆斷層-褶皺帶，也大于青藏高原地區(qū)的大型走滑斷裂帶，但接近于華北平原地區(qū)的活動斷層大地震復(fù)發(fā)間隔(Deng et al.，1996;Xu et al.，1996)，低滑動速率和長周期特征地震復(fù)發(fā)模型可能為板塊間相互作用產(chǎn)生的遠(yuǎn)程應(yīng)變效應(yīng)(地殼應(yīng)變)的體現(xiàn)。

4 結(jié)論

NNW向富蘊斷裂是阿爾泰地區(qū)重要的發(fā)震斷層之一，曾發(fā)生過1931年富蘊8級地震。高分辨率衛(wèi)星遙感解譯、陸地LiDAR空間掃描數(shù)據(jù)分析，結(jié)合多級地貌面，特別是階地面和山前沖洪積平原面的宇宙成因核素(10Be)測年等可知，1931年富蘊地震以右旋剪切破裂為主，地震地表破裂帶平均同震右旋走滑位移為(6.3±1.2)m，最大值為(6.7±0.5)m，且同震位移沿富蘊斷裂走向向南北兩端平穩(wěn)、緩慢衰減，5～6次累積右旋走滑位移也有相似的平穩(wěn)分布樣式，反映出類似于富蘊地震震級大小的地震復(fù)發(fā)服從特征地震復(fù)發(fā)模式，復(fù)發(fā)間隔約為(9 700±3 300)a，晚更新世以來的右旋滑動速率僅為(0.76±0.24)mm/a，明顯小于前人給出的量值。富蘊斷裂這一滑動速率低、地表破裂型地震復(fù)發(fā)間隔長、服從特征地震復(fù)發(fā)模式的長期滑動習(xí)性很可能是印度板塊與歐亞板塊相互作用在阿爾泰地區(qū)地殼處于低應(yīng)變速率條件下的遠(yuǎn)程變形效應(yīng)。

另外，富蘊斷裂帶附近相繼形成的階地陡坎累積位移的起始年代應(yīng)該接近低階地下切、抬升的年齡，高階地下切、抬升的形成年齡可作為起始年代上限的約束值。

馬宗晉，杜品仁，高祥林，等.2010.東亞與全球地震分布分析［J］.地學(xué)前緣，17(5):215—233.

MA Zong-jin，DU Pin-ren，GAO Xiang-lin，et al.2010.Analysis of earthquake distributions in East Asia and in the world ［J］.Earth Science Frontiers，17(5):215—233(in Chinese).

孫鑫喆，徐錫偉，陳立春，等.2012.2010年玉樹地震地表破裂帶典型破裂樣式及其構(gòu)造意義［J］.地球物理學(xué)報，55(1):155—170.

SUN Xin-zhe，XU Xi-wei，CHEN Li-chun，et al.2012.Surface rupture features of the 2010 Yushu earthquake and its tectonic implication ［J］.Chinese J Geophys，55(1):155—170(in Chinese).doi:10.6038/j.issn.0001—5733.2012.01.015.

新疆維吾爾自治區(qū)地震局.1985.富蘊地震斷裂帶［M］.北京:地震出版社.206.

Seismological Bureau of Xinjiang Uygur Autonomous Region.1985.The Fuyun Earthquake Fault Zone in Xinjiang，China［M］.Seismological Press，Beijing.206(in Chinese).

楊章，戈澍謨.1980.對1931年新疆富蘊地震斷裂帶及構(gòu)造運動特征的初步認(rèn)識［J］.地震地質(zhì)，2(3):31—37.

YANG Zhang，GE Shu-mo.1980.Preliminary study of the fracture zone by 1931 Fuyun earthquake and the features of Neotectonic movement［J］.Seismology and Geology，2(3):31—37(in Chinese).

楊章，戈澍謨.1982.中國富蘊地震斷裂帶的研究［J］.國際地震動態(tài)，(9):17—18.

YANG Zhang，GE Shu-mo.1982.The research of Fuyun fault in China［J］.Recent Developments in World Seismology，(9):17—18(in Chinese).

張培震，李傳友，毛鳳英.2008.河流階地演化與走滑斷裂滑動速率［J］.地震地質(zhì)，30(1):44—57.

ZHANG Pei-zhen，LI Chuan-you，MAO Feng-ying.2008.Strath terrace formation and strike-slip faulting［J］.Seismolo-gy and Geology，30(1):44—57(in Chinese).

張之武，付碧宏，Yasuo Awata.2008.新疆阿爾泰山南部富蘊右旋走滑斷裂帶晚第四紀(jì)錯斷水系的遙感分析研究［J］.第四紀(jì)研究，28(2):273—279.

ZHANG Zhi-wu，F(xiàn)U Bi-hong，Awata Y.2008.Late Quaternary systematic stream offsets along the Funyun right-lateral strike-slip fault，Altay Mountains，China［J］.Quateranry Sciences，28(2):273—279(in Chinese).

Baljinnyam I，Bayasgalan A，Borisov B，et al.1993.Ruptures of major earthquakes and active deformation in Mongolia and its surroundings［J］.Geological Society of America Memoir，181:1—62.

Barka A，Akyu¨z H S，Altunel E，et al.2002.The surface rupture and slip distribution of the 17 August 1999 Izmit earthquake(M7.4)，North Anatolian Fault［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，92(1):43—60.

Braucher R，Del Castillo P，Siame L，et al.2009.Determination of both exposure time and denudation rate from an in situ-produced10Be depth profile:A mathematical proof of uniquencess.Model sensitivity and applications to natural cases［J］.Quaternary Geochronology，4(1):56—67.

Calais E，Vergnolle M，San′kov V.2003.GPS measurements of crustal deformation in the Baikal-Mongolia area(1994-2002):Implications for current kinematics of Asia ［J］.J Geophys Res，108(B10):2501.doi:10.1029/2002JB002373，2003.

Deng Q，Zhang P.1984.Research on the geometry of shear fracture zones［J］.J Geophys Res，89(B7):5699—5710.

Deng Q，Zhang P，Xu X，et al.1996.Paleoseismology of the northern piedmont of Tianshan Mountains，northwestern China［J］.J Geophys Res，101(No.B3):5895—5920.

Gosse J C，Phillips F M.2001.Terrestrial in situ cosmogenic nuclides:Theory and application［J］.Quaternary Science Reviews，20(14):1475—1560.

Holt W E，Chamot-rooke N，Le Pichon X，et al.2000.Velocity field in Asia inferred from Quaternary fault slip rates and Global Positioning System observations［J］.J Geophys Res，105(B8):19185—19209.

Klinger Y，Etchebes M，Tapponnier P，et al.2011.Characteristic slip for five great earthquakes along the Fuyun Fault in China［J］.Nature Geoscience，4:389—392.

Kirby E，Harkins N，E-Q Wang，et al.2007.Slip rate gradients along the eastern Kunlun Fault［J］.Tectonics，26，TC2010.doi:10.1029/2006TC002033.

Lin A，Lin S J.1998.Tree damage and surface displacement:The 1931 M8.0 Fuyun earthquake［J］.Journal of Geology，106(6):751—758.

Molnar P，Tapponnier P.1975.Cenozoic Tectonics of Asia:Effects of a Continental Collision［J］.Science，189(4201):419—426.

Nissena E，Walkera R T，Bayasgalanb A，et al.2009.The late Quaternary slip-rate of the Har-Us-Nuur Fault(Mongolian Altai)from cosmogenic10Be and luminescence dating［J］.EPSL 286(3-4):467—478.

Ozacar A A，Beck S L，2004.The 2002 Denali Fault and 2001 Kunlun Fault earthquakes:Complex rupture processes of two large strike-slip events［J］.Bull Seismol Soci Amer，94:278—292.

Schwartz D P，Coppersmith K J.1984.Fault behavior and characteristic earthquakes:Examples from the Wasatch and San Andreas Fault zones［J］.J Geophy Res，89(B7):5681—5698.

Shi J，F(xiàn)eng X，Ge S，et al.1984.The Fuyun Earthquake Fault Zone in Xinjiang，China［A］.In:A Collection of Papers of International Symposium on Continental Seismicity and Earthquake Prediction.Seismological Press，Beijing.325—346.

Sieh K.1996.The repetition of large earthquake ruptures［J］.Proc Natl Acad Sci，93:3764—3771.

Tapponnier P，Molnar P.1979.Active faulting in and Cenozoic tectonics of the Tien Shan，Mogolia，and Baykal regions［J］.Journal of Geophysical Research，84(B7):3425—3459.

Van Der Woerd J，Tapponnier P，Ryerson F J，et al.2002.Uniform postglacial slip-rate along the central 600km of the Kunlun Fault(Tibet)，from26Al，10Be，and14C dating of riser offsets，and climatic origin of the regional morphology［J］.GJI，148(3):356—388.

Vassallo R.2006.Chronologie et évolution des reliefs dans la région de Mongolie-sibérie:Approche morphotectonique et géochronologique(in French)［D］.Ph D thesis，Université Montpellier 2.

Wang Q，et al.2001.Present-day crustal deformation in China constrained by Global Positioning System measurements［J］.Science，294:574—577.

Xu Xiwei，Deng Qidong.1996.Nonlinear characteristics of paleoseismicity in China ［J］.Journal of Geophysical Research，101(B3):6209—6231.

Xu X，Tapponnier P，Van Der Woerd J，et al.2005.Late Quaternary sinistral slip rate along the Altyn Tagh Fault and its structural transformation model［J］.Science in China(Ser D)，Earth Sciences，48(3):384—397.

Xu X，Wen X，Yu G，et al.2009.Co-seismic reverse-and oblique-slip surface faulting generated by the 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake，China［J］.Geology，37(6):515—518.

Xu X，Wenbin Chen，Wentao Ma，et al.，2002.Surface rupture of the Kunlun earthquake(MS8.1)，northern Tibetan plateau，China［J］.Seismological Research Letters，73(6):884—892.

Xu X，Yu G，Klinger Y，et al.2006.Re-evaluation of surface rupture parameters and faulting segmentation of the 2001 Kunlunshan earthquake(MW7.8)，northern Tibetan plateau，China ［J］.Journal of Geophysical Research，vol.111，B05316.doi:10.1029/2004JB003488.

Yeats R S，Sieh K E，Allen C R.1997.The geology of earthquakes［M］.Oxford University Press New York.

Zielke O，Arrosmith J，Grant Ludwig L，et al.2010.Slip in the 1857 and earlier large earthquakes along the Carrizo plain，San Andreas Fault［J］.Science，327:1119—1122.