尹功明 江亚风 俞 岗 韩 非 刘春茹

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)中国地质大学(北京)，北京 100083

0 引言

香山－天景山断裂位于甘肃与宁夏的交接地区，与南侧的海原断裂和北侧的烟筒山－牛首山断裂共同组成青藏高原东北缘著名的弧形断裂体系。香山－天景山断裂长期以来活动强烈，早期以挤压逆冲为主，形成香山－天景山的隆起和中卫盆地的下降，可能在第四纪早期转变成以左旋走滑为主兼具逆冲性质的断裂(张维岐等，1988)，或在距今5Ma时开始左旋运动(Wang et al.;2013)。在黄河左岸的一所附近，可以见到断裂露头，煤系地层逆冲在黄河T2阶地砾石层之上，断层面上擦痕明显，侧伏角为15°～20°，为典型的左旋走滑兼具逆冲分量。

有关香山－天景山断裂左旋走滑已有一些研究，其中，汪一鹏等(1990)根据红沟梁Ⅰ级阶地研究获得全新世平均滑动速率为3.58mm/a;戴华光等(1999)根据不同级别的冲沟、山脊和阶地的80个水平位错值计算得到天桥—黄羊川一带晚更新世以来的左旋滑动速率为4～5mm/a;张维歧等(1988)根据碱沟与阴沟之间断层将古－新近系与前寒武系不整合面的界限错动指出错动量为3.2km;丁国瑜(1993)根据黄河沙坡头大拐弯位置距离以及推测的古河道，认为在此段黄河形成以来的总位移量约3km，但没有具体的年龄数据;另外，根据孟家湾火车站附近黄河砾石的位置，推测左旋走滑的距离约8km，但是，对于黄河砾石的原始位置没有讨论(Ding et al.，2004);张珂等(2010)根据黄河在穿过该断层时形成的不对称谷地，提出不对称谷地的宽度7km是断层左旋走滑的距离;李传友(2005)认为本断裂全新世的左旋走滑速率为2.81～7.48mm/a，平均2.86mm/a。显然，有关本断裂左旋走滑的研究程度并不高，不同地点的数值相差也较大。

横跨走滑断裂的冲沟和河流是研究走滑运动时常用的材料。本文根据沙坡头大弯一带的黄河阶地特征，分析香山－天景山断裂在此段黄河形成以来的左旋走滑量和走滑速率，丰富此断裂的基本信息。

1 沙坡头大弯一带黄河阶地分布特征

黄河在夜明山前缘穿越香山－天景山断裂后，即在断裂的北侧，黄河沙坡头大弯一带，形成了非常美丽的“几”字型大弯曲(图1)。在“几”字型突出部位，河流直接与基岩接触，没有阶地存在。在大弯内侧发育了3级阶地，从低到高分别标为T1、T2、T3(图1)。前人对大弯处的阶地有不同的划分，丁国瑜(1993)只划分为Ⅱ级阶地和Ⅰ级南山台子面;胡海涛等(1993)划分出5级阶地;冯希杰(2002)则划出7级。大家对于T1和T2的划分、位置等都是一致的。丁国瑜(1993)划分的南山台子面，我们认为是T3阶地。而我们划分的T3与胡海涛、冯希杰等各自划分的最高级阶地一致。胡海涛等(1993)的T3和T4、冯希杰的T3～T6认定部位，位于大湾村与小湾村之间，范围极小，高差仅25m，基岩出露，没有黄河砾石分布，应该为基岩残丘。因此，我们认为只发育3级阶地。河流阶地因气候变化导致基准面的下降而形成，同时可以受垂向上的构造事件的影响。本研究主要涉及的是沙坡头大弯一带黄河相对固定形成以来产生的水平位移量，因此不具体讨论到底有几级阶地、阶地形成过程以及阶地特征等。本文对阶地的划分为:

T1阶地 基座阶地，拔河高约8m，阶地宽度约200m。被村庄和农田占据，表明阶地上部为沙－黏土堆积。

T2阶地 基座阶地，拔河高约40m，阶地宽度约800m。砾石层厚4～10m，部分被风沙覆盖。

图1 沙坡头黄河阶地分布示意图(据丁国瑜修改，1993)Fig.1 The sketch map of distribution of the Yellow River terraces in Shapotou area(after DING Guo-yu，1993).

T3阶地 基座阶地，拔河高约80m，阶地宽达1 400m，但大部分被风沙覆盖。砾石层厚达15m。

此段黄河T2、T3阶地堆积物全为黄河砾石，砾石磨圆度高，砾石层有层理，含丰富的长英质砾石。砾石粒径以8～20cm为主，并含1m以上的巨砾，几乎不含河沙。砾石洁净，表明黄河水动力极强。T3后缘的山地为石炭纪地层，而T1、T2基座和左岸出露地层为白垩纪和上新世的红色砂岩和泥岩。

采自沙坡头大弯第3级阶地后缘顶部(此段为最高的黄河堆积物)砾石层中透镜体沙样品的光释光年龄为 (169±6)ka，ESR年龄为(194±29)ka(表1)。2种测年方法在误差范围内基本一致。而释光测年相对较成熟。另外，采样阶地为香山－天景山断裂北侧的最高阶地，张珂等(2004)研究认为，中卫盆地在中更新世晚期隆起才使黄河固定。因此，这2个年龄值是可靠的，即沙坡头大弯一带最高阶地(T3)形成于距今170ka左右。由于低阶地的形成年龄与本文研究内容无关，因此不予探讨。

表1 沙坡头大弯Ⅲ级阶地后缘顶部样品的OSL和ESR测年数据表Table 1 Results of OSL and ESR dating of samples from top of trailing edge of the third terrace at the Shapotou Big Bend area

图2 沙坡头大弯Ⅲ级阶地后缘顶部采样点剖面照片(37°27'03.6″N，104°59'34.7″E)Fig.2 Photo of the cross-section of the sampling site at top of trailing edge of the third terrace at the Shapotou Big Bend area.

2 讨论和分析

横跨走滑断裂的冲沟和河流是研究走滑运动的很好场所，可以根据河流的拐弯位移来恢复断裂的运动量。对于发育久远、侧蚀作用强烈的河流，在选择断裂两侧的测量参照物时，需要具体分析。根据左旋走滑运动特征，河流在穿过左旋走滑断裂后的位移量与断层位移量有如下的关系。

(1)如果两岸没有被河流冲刷，只形成河道拐弯形态，那么，阶地左右两岸的走滑量应该相同(AA'=BB')，其河岸的位移量就是断裂的位错量(图3)。

(2)虽然河道两岸受断裂左旋作用一直向左移动，但如果河流冲刷河岸导致了河岸后退，那么，通过被冲刷侧蚀作用的河岸位错量来计算断裂位移量会得到错误的结果。图4表示河道形成以来右岸只是在靠近断裂附近被冲刷侵蚀，而远离断裂的河岸未被侧蚀，同时，左岸一直被冲刷侧蚀后退。在这种情况下，通过断裂上下游左岸对比测量获得的量值(AA')要大于右岸对比测量获得的量值(BB')。而BB'值则代表断裂自此段河流形成以来的位移量。

黄河在香山－天景山断裂的南侧形成了深切的黑山峡，在夜明山发育9级阶地，最高拔河140m，阶地发育在左岸，右岸不发育(邢成起，2006)。而在香山－天景山断裂的北侧，阶地发育与断裂南侧正好相反，主要阶地在右岸。

如前所述，香山－天景山断裂至少从第四纪以来是一条以左旋为主的断裂，对横跨此断裂的黄河，肯定会产生影响。那么其影响值(位移值)有多大?可做以下分析，黄河右岸基岩为抗冲刷作用较弱的含煤地层、泥岩和砂岩。而黄河是一条水动力极其强烈的河流，对河岸的冲刷作用非常强大。可以推测在沙坡头大弯一带黄河被固定之前(即T3之前)，黄河最有可能是从SW往NE直向流动。当时，黄河向右拐流动的可能性很小。即T3后缘基岩是当时“推测黄河直道”的右岸(图5)。

图3 左旋走滑断裂河流两岸都未被冲刷侵蚀Fig.3 River banks along the left-lateral strike-slip fault without scour erosion.

图4 左旋走滑断裂河流下游左岸被冲刷侵蚀而右岸未被冲刷侵蚀Fig.4 River banks along the left-lateral strike-slip fault with the left bank in the downstream eroded，while the right bank not.

距今170ka时，沙坡头大弯一带形成了T3阶地，即T3后缘就脱离了黄河水的冲刷侧蚀，右岸形态不再改变，成为“原生岸”。而断裂南侧的黄河右岸位置一直没有改变，为固定的“原生岸”。把图1简化成图5，其形态特征与图4相似。因此，可以通过断裂两侧右岸的“原生岸”来推算断裂的位移量。在T3后缘与“黄河直道”之间作香山－天景山断裂的平行线，获得最大值的EE'线，EE'线的长度就是断裂的位移量，位移值为880m。即距今170ka以来，香山－天景山断裂左旋走滑的最大量值为880m，因此，最大速率为5.18mm/a。这个速率与戴华光等(1999)的研究结果(4～5mm/a)相近，而比李传友(2005)获得的全新世平均滑动速率(2.86mm/a)要大。但实际上李传友(2005)对不同地点研究得出的速率也是不同的，其中最大值为7.48mm/a。如果考虑到这个值是最大值，而且是不同的地点，可认为此结果是比较合理的。

图5 沙坡头黄河地貌简图Fig.5 Topographical sketch of the Yellow River at Shapotou area.

另外，通过左岸获得的位移值为3 000m(图5中的HH'线)，这个量值也是以往文献认为的值(丁国瑜，1993)，与通过右岸获得的数值相差达2 100m。如果采用3 000m数值，则表明，在堆积T3时黄河在图5中“推测黄河直道”的东边2 100m处，而黄河过断裂后，要向右转流，这可能与断裂长期左旋产生的效果不符。所以，通过侵蚀岸获得的“位错量”是不可靠的。

实际上弯曲性河流在自然界中普遍存在，是由河流的地质条件和水文条件等多方面因素共同作用以及河流的自我调节因素导致的(洪笑天，1987)。因受到地球自转科里奥利力的影响，河流不可能是顺直流动的，在北半球，科氏力使运动的物体向右偏转;单位水体运动的轨迹总是走弯的(Yang，1971)。随着河流的弯曲性形成，必然在河流凹岸发生侵蚀后退，同时，凸岸边滩稳定沉积且不断扩大(图6)。如果同时发生构造隆升或基准面下降，还可在凸岸形成阶地。从沙坡头大弯一带的黄河阶地分布(图1)中可看出，从距今170ka以来有过2次隆升的构造事件或基准面下降变化。

图6 河曲水流运动方向及平面形态示意图Fig.6 Sketch showing water flow direction in a meandering stream and its plane geometry.

3 结论

(1)通过穿越走滑断裂的河流拐弯程度来估算断裂走滑量时，必须根据河流地貌发育特征，选择合理的测量对象才能获得相对可靠的量值。

(2)根据沙坡头大弯一带的黄河地貌和阶地特征推测，距今170ka以来，香山－天景山断裂左旋走滑的最大量值不超过880m，滑移速率应＜5.18mm/a。

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