黃飛鵬，張會平，熊建國，趙旭東

中國地震局地質研究所地震動力學國家重點實驗室，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)是調節(jié)大陸內部構造變形的重要組成部分，定量獲取這些斷裂的活動歷史及其速率是大陸動力學研究的基礎，同時也能深入了解大陸巖石圈變形機制以及其隨時間演化的過程(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)。大陸內部走滑斷裂的滑動速率是認識巖石圈變形必需的參數之一(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速率通常被解讀為“大陸逃逸模式”，該模式認為大陸構造變形主要沿著大型走滑斷裂運動，并通過一系列斷裂分割的剛性塊體的橫向滑移來實現(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速率的“連續(xù)變形模式”則認為，印度和歐亞板塊的會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)。其強調構造變形不僅局限于主要的邊界斷裂帶附近，而是地殼物質側向擠出量較小，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歷史時期的活動歷史及其速率，很大程度上也取決于對走滑位移量的估計、以及現(xiàn)有與殘存構造位移標志的研究，這些位移標志可以用于認識和分析斷裂位錯區(qū)的性質。沿走滑斷裂兩盤被位錯的特征地質體，如巖漿巖、地層界線等，通常是長時間尺度斷裂累積位移量恢復的良好標志，被用來限制較長地質歷史，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以來的小幅度位移?？勺鳛樽呋灰茦酥镜牡孛蔡卣髦饕泻恿?沖溝)階地和沖洪積扇，上述這兩種位錯標志在區(qū)域范圍內有一定的代表性和可對比性(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時間尺度(>Ma)地質體累積位移和短時間尺度(晚第四紀以來)微地貌單元位錯以及年—十年尺度的大地測量觀測之間的斷裂位移量，特別是上新世—更新世走滑斷裂位移量的數據，因此構成了理解走滑斷裂長期、短期演化歷史的“空區(qū)”，亟需對大型走滑斷裂介于長短時間尺度內，即上新世—更新世，走滑斷裂位移量及其速率開展研究，為理解走滑活動斷裂的活動習性提供參考，進而有利于防治和減輕地質災害(白永健等, 2019)。

1 走滑斷裂位錯常規(guī)標志

可識別的斷錯標志對于測量構造活動所形成的變形量是很重要的。最好的地貌標志是容易識別的面狀和線性地貌，并具有3個特征：可知原始未變形的幾何形態(tài)，可測得形成年代和在研究的構造活動時間尺度內具有高保存潛力(Burbank and Anderson, 2012)。

1.1 面狀地貌

常用于活動構造或新構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，有利于認識海平面變化，而且如果能理清階地和曾經的海平面之間的關系，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的水平面變化(Thorson, 1989)。利用河流階地恢復沉積-侵蝕循環(huán)過程也能揭示氣候或者構造變化事件(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，而且容易識別出斷裂作用所形成的位移，也被作為一個重要的地貌標志(Lee et al., 2001)。熔巖流具有易保存和放射性測年方法可直接獲得年齡的特點，是一種極好的地貌標志。碎屑流和崩塌碎屑物部分取決于沉積時的含水量與粘度，其中采集到的測年物質所獲得的年齡非常接近沉積年齡，是響應瞬時事件的地貌標志(Whipple and Dunne, 1992)。另外，由于長期處于構造活動平靜期，僅遭受侵蝕作用而形成低起伏的夷平面，它與鄰近構造活動形成的高起伏地貌面一起不僅能反映長時間尺度下的構造抬升量，也能校正位于該夷平面之下的侵蝕量，并能評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

常用于活動構造或新構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，如冰川搬運碎屑物時所形成的長條狀地貌——冰磧壟，則是可以用來清楚地測量位移的理想標志，其記錄的側向位移可以從走向上的位移測得，垂直位移則可根據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造盆地的收縮所導致的地殼反彈效應(Adams et al., 1999; Caskey and Ramelli, 2004)，甚至可以用于限定斷裂滑動速率(Shi et al., 2014)。走滑斷裂斷錯的河道和山脊也可以清晰地記錄橫向的位移。由于斷裂的走滑運動，河流在穿過斷層時突然終止，成為斷頭河，而山脊則會被斷錯甚至形成閘門脊(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，都可以用來測量構造變形量，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據庫。

2 走滑位移量估算新方法

確定長期斷裂位移量的難題常常是不易找到合適的地貌標志。洪積扇是暫時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構造研究的媒介(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系，恢復晚第四紀走滑斷裂水平滑動位移的模式已被廣泛應用到斷裂滑動速率研究中(Van Der Woerd et al., 2006; Fletcher et al., 2011;黃飛鵬等, 2018)。但是在實際研究過程中，洪積扇總會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洪積扇結合其上游匯水盆地，則可以恢復走滑斷裂上的大規(guī)模水平位移量，進而填補長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)計學方法分析了分布在美國、意大利、阿根廷、西班牙、波利維爾、印度和火星上的255個洪積扇，假設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造、巖性和氣候條件，并保存有良好的河谷結構，獲得了洪積扇與它對應的匯水盆地存在數學關系：Af=γAc，其中Af為洪積扇面積，Ac為匯水盆地面積，γ為常數0.5±0.35。即洪積扇面積與其對應的匯水盆地面積大小相近，如果相差較大，則可能是構造活動導致的結果(Poussebeltran et al., 2017)。因此，通過對斷錯洪積扇填圖，并從數字高程數據中提取上游匯水盆地，計算出兩者的面積進行比較，則可恢復斷裂的走滑位移量，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)模遠遠小于洪積扇c，根據上述的關系式，則可判斷出這一區(qū)域明顯存在地貌異常，即存在水平運動的影響，導致洪積扇體的分布異常。

圖1 斷錯洪積扇與上游匯水盆地異常分布恢復位移模式

2.2 源匯物質組成示蹤

雖然走滑斷裂斷錯的洪積扇與其上游河道之間的位錯量無法用常規(guī)的地貌恢復方法進行有效限定，然而考慮到沿斷裂走向上沉積物的巖性礦物組分可能存在一定的差異，如圖2所示，山前洪積扇經走滑斷裂斷錯后，累積的大規(guī)模位錯已超過現(xiàn)今河谷位置，那么，通過對斷錯洪積扇的巖性與其可能的上游河道內沉積物巖性進行對比分析，可以有效地解決洪積扇位錯超過溝谷間距的問題。Ginat et al.(1998)曾利用識別JabalRisha洪積扇上礫石成分，對比上游源區(qū)并成功追索了斷裂位錯幅度。這種利用巖性礦物組分對比分析的方法，很大程度上回避了由于后期侵蝕作用對地貌位錯標志造成的不確定性，同時其對洪積扇位錯超過溝谷間距等也能夠較好地識別，因此將拓展獲取超過約1 km的大尺度位錯，進而大大填補現(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)星圖像數據可以用來高效、快速地對斷錯洪積扇及其補給溝谷區(qū)進行巖性礦物組分填圖。現(xiàn)有研究實驗表明，多光譜短波紅外(波長范圍：1.6～2.5 μm)和熱紅外(波長范圍：8.0～12.0 μm)衛(wèi)星圖像可以用來測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特征的差異，會導致短波紅外反射率和熱紅外波段的發(fā)射率出現(xiàn)相應的特征差異(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，可以獲得探測范圍內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(英文簡稱為SWIR-TIR)圖像數據，進行活動斷裂附近基巖、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)的位錯聯(lián)系，進而定量估算斷裂的位移幅度及走滑速率。

a—斷裂未發(fā)生水平運動形成洪積扇；b—斷裂發(fā)生水平運動斷錯洪積扇

歐盟委員會和歐洲航天局于2015年6月23日發(fā)射的哨兵-2A號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個光譜波段，幅寬達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，可提取目標區(qū)域內地表巖性礦物組分的分布情況，進而獲得斷錯洪積扇的水平位移。

2.3 殘存地貌體位移恢復

在出山口形成的沖洪積地貌體被山前展布的走滑斷裂，尤其是活動歷史很長的巖石圈斷裂錯斷之后，不斷遠離原來的位置，由于氣候與地表過程的長期作用，這些斷錯地貌體并不能得到完整保存。而且，這些斷錯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，尋找正確的和對應的上游河道，并將殘存的地貌體與其相應的上游河道出山口之間的距離進行測量，則可以獲得斷裂長期活動以來的累積位移量(圖3)，這對重建斷裂的長期活動歷史具有重要意義。

圖3 殘存地貌體恢復位移模式

3 走滑斷裂實例應用

上述洪積扇的演化過程對斷裂走滑位移響應的分析表明，有3種利用洪積扇與匯水盆地相結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行對比獲得走滑位移。

文中主要以阿爾金斷裂系為例，進行走滑斷裂大規(guī)模走滑位移恢復的探討研究。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(國家地震局《阿爾金活動斷裂帶》課題組, 1992)，其中，阿爾金斷裂和三危山斷裂是以左旋走滑運動為主的晚第四紀活動斷裂(圖4)。

圖4 研究區(qū)地貌簡圖

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至甘肅玉門的寬灘山，總體走向北東東，全長約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，并斷錯一系列河流和沖溝，相關學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圖，對肅北縣東側野馬山山前的洪積扇分布情況進行了解譯，發(fā)現(xiàn)最西側的洪積扇(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)提出的經驗值?？紤]到阿爾金斷裂明顯左旋斷錯此處的一系列河谷，推測殘留洪積扇的累積位移量約為16 km，根據相關學者在附近地區(qū)獲得的走滑速率約10 mm/a，則可估計出該斷錯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的多光譜數據，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)域在斷裂兩側的分布情況，因此，通過比對沿斷裂兩側相同來源的巖性區(qū)域，獲得了約8 km的走滑位移，根據相關學者給出的斷裂走滑速率結果約10 mm/a，假定斷裂走滑速率長期以來保持穩(wěn)定，則可獲得該斷錯地貌單元的形成年代約為0.8 Ma，雖然所獲得結果的精度可能不高，但對于千米級別以上的位錯量，所采用的處理方法所產生的誤差是可以忽略不計的。當然，為了更準確地限定斷錯地貌的可靠來源，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、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的前端，為左旋走滑兼逆沖的活動斷裂，西起西水溝，向東至雙塔水庫附近，走向與阿爾金斷裂近平行，全長約150 km。云龍等(2016)通過測量三危山山前斷錯沖洪積扇上的紋溝(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處殘留的斷錯洪積扇(圖7中綠色區(qū)域)，與上游河道進行對比，測量得出這三處斷錯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，藍線為河流，綠色區(qū)域為解譯的斷錯洪積扇

4 結論

(1)通過對洪積扇演化與斷裂走滑位移響應的分析，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行對比獲得走滑位移。

(2)文中以阿爾金構造系為例，分別應用上述3種方法，獲得肅北縣東側野馬山山前斷錯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，為下一步選擇適當的測年方法，進而精確厘定每條斷裂的長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，但由于這些斷錯地貌體經歷了長期的地表侵蝕作用，另外，在選擇多光譜衛(wèi)星數據進行礦物組分識別進而確定物源時，需要考慮到黃土對沖積地貌單元的遮蔽影響，這些因素都會導致獲得的位移存在一定的誤差，因此，在應用這些方法時，結合傳統(tǒng)的沉積學、礦物學和元素地球化學方法，能大大提高結果的可靠性。