曲江断裂晚第四纪活动特征及滑动速率分析

王 洋 张 波 侯建军 艾 晟

(北京大学地球与空间科学学院， 造山带与地壳演化重点实验室， 北京 100871)

曲江断裂晚第四纪活动特征及滑动速率分析

王 洋 张 波*侯建军 艾 晟

(北京大学地球与空间科学学院， 造山带与地壳演化重点实验室， 北京 100871)

曲江断裂位于川滇菱形块体的东南端， 沿该断裂地震活动强烈， 是1970年MS7.7通海地震的发震断裂。基于遥感影像解译、 野外地质和构造地貌观测结果、 断裂几何学及运动学解析， 总结认为曲江断裂第四纪以来以右旋走滑为主且具有倾滑运动分量， 沿断裂走向运动学存在差异。NW段以右旋走滑为主， 局部有明显正断分量； SE段为右旋走滑兼NE盘向SW盘逆冲。曲江断裂在全新世活动强烈， 沿走向错断地貌广泛发育， 累积水平位错量3.7～830m。通过对错断地质体、 地貌单元的断距进行测量， 并对其进行14C或光释光定年， 得到断裂晚第四纪平均滑动速率为2.3～4.0mm/a。断裂活动速率的变化与运动学分段有很好的响应： NW段断裂以右旋走滑为主， 滑动速率>3.0mm/a， 存在0.6～0.8mm/a的构造抬升； 由于受到小江断裂的影响， 断裂SE段逆冲分量增加， 滑动速率相应降低(<3.0mm/a)， 存在 1.1mm/a的构造抬升， 表明断裂NW段和SE段存在差异抬升。

曲江断裂 晚第四纪 右旋走滑 错断地貌 滑动速率

0 引言

走滑断裂是调节陆内变形的重要构造样式， 也是众多灾难性地震的发震构造。1970年1月5日， 在云南通海、 峨山、 建水一带发生了MS7.7地震， 震源深度13km， 这是云南近100a来震级最大的地震(刘祖荫等， 1999)。第四纪以来， 曲江断裂活动频繁， 被认为是这次地震的发震断裂(张俊昌， 1970； 朱成男， 1978， 1984； 刘祖荫等， 1999)。前人对曲江断裂开展了大量的地质调查、 测绘及地球物理观测， 对断裂的运动学、 几何学， 构造地貌、 地震地表破裂带以及孕震环境进行了如下总结： 1)曲江断裂断面多倾向NE， 第四纪以来以右旋走滑为主兼NE盘向SW逆冲； 2)断裂带内发育各类构造地貌， 如发生错断的冲沟、 断层塘、 陡坎、 闸门脊等； 3)通海地震地表破裂带长约50km， 断面倾向NE， 倾角50°～70°， 表现为右旋走滑， 最大水平同震位移3.25m， 最大垂直位错1.2m； 4)由于川滇菱形块体向S滑移， 导致其东南端部产生应力积累及释放(国家地震局地震测量队， 1975； 张四昌等， 1978； 张淑荣， 1980； 韩慕康等， 1983； 朱成男， 1984， 1985； 刘玉权等， 1984； 何宏林等， 1992； Wangetal.， 2014)； 但对于断裂的活动速率缺乏详细的研究。 本文利用遥感影像解译结合野外地质调查， 通过对错断地质体、 地貌单元的断距进行测量， 并对其进行14C或光释光定年， 以推算断裂晚第四纪活动速率参数， 对断裂NW段和SE段晚第四纪以来的活动差异性作综合分析对比， 并对导致其活动差异的动力学环境进行了探讨。

1 区域构造背景

新生代以来， 印度板块与欧亚板块持续的相互碰撞效应， 不但造就了雄伟的青藏高原， 而且在高原东南缘形成了规模巨大的东南亚陆内形变区。川滇菱形块体位于东南亚陆内变形区的北端， 被哀牢山-红河断裂和鲜水河-小江断裂带所围限(Tapponnieretal.， 1976， 1982； 闻学泽等， 1985； 邓起东等， 1994； 徐锡伟等， 2003a； Zhangetal.， 2012)。哀牢山-红河断裂是川滇菱形块体的南、 西边界， 其构造岩(糜棱岩)的形迹主要沿雪龙山—点苍山—哀牢山—红河一线展布， 走向NW—NWW， 长度超过1000km， 早期韧性走滑剪切运动发生于35～32Ma BP至22Ma BP(Tapponnieretal.， 1990； Leloupetal.， 1995； Harrisonetal.， 1996； Wangetal.， 1997； Burchfieletal.， 2003)， 然而， 上新世以来(约5Ma BP开始)该断裂沿哀牢山东侧红河发生右旋走滑， 滑动速率为2～3mm/a(Allenetal.， 1984； Harrisonetal.， 1992； Weldonetal.， 1994； Wangetal.， 1997； 向宏发等， 2004)。鲜水河-小江断裂带构成川滇菱形块体的北、 东边界， 由鲜水河、 安宁河、 则木河以及小江断裂组成， 是一条NW—SN向的延伸超过500km的强震发生带， 自公元814年后共发生14次7级以上地震(宋方敏等， 1998； 徐锡伟等， 2003b)。鲜水河-小江断裂带以左旋走滑为主兼有倾向滑动分量， 自晚更新世至今， 累积左旋位错达60km， 整条断裂带左旋滑动速率约为 (15±2)mm/a(Wangetal.， 1998； 宋方敏等， 1998； Burchfieletal.， 2003； 张培震等， 2003； He， 2006)。

曲江断裂和建水断裂位于这2条大型走滑断裂带向S延伸的交会处， 即川滇菱形块体的东南端部， 地震活动强烈。建水断裂全长约120km， 总体走向NW， 该断裂以右旋走滑为主兼有逆冲性质， 历史记录显示16世纪以来发生过5次6级以上的地震(韩新民等， 1982， 1993； 何宏林等， 1992)。曲江断裂位于建水断裂北部， 北起摆依寨， 向SE延伸至曲溪盆地北缘庙北山， 止于小江断裂带的西侧， 长约80km(朱成男， 1978， 1985； Wangetal.， 2014)。该断裂历史上发生过多次破坏性地震， 5级以上地震24次， 其中震级≥7的地震3次。全新世以来强烈活动的曲江断裂和建水断裂被认为是川滇菱形块体东南端部应力释放的重要构造(闻学泽等， 2011； Wangetal.， 2014)。

2 研究方法

通过解译分析遥感影像、 1︰5万地形图及数字高程地形模型数据， 结合野外断层观测， 对曲江断裂的第四纪几何学、 运动学进行了厘定。我们获取了曲江断裂沿线全色波段遥感数据和数字高程地形模型(DEM)数据， 空间分辨率分别为2.5m和30m。遥感解译可以清晰地识别代表断层活动的线状要素以及断层陡坎、 发生错断的河流、 闸门脊、 挤压脊等构造地貌， 为野外进一步核查提供了基本数据。通过对断裂沿线错断地貌的分析以及对第四纪断层露头的精细构造解析， 以确定断裂的运动学特征。断裂滑动速率的计算需要确定位错量和位错量的起始时间(杨景春等， 2011)， 通过对错断地貌的位错量测量， 并对地貌体进行14C或光释光定年， 便可计算该点的走滑速率。由于断裂沿曲江河谷展布， 河谷两侧支流、 冲沟大多发育在基岩坡地和洪积物之中， 泥炭、 沼泽土或炭质淤泥很难找到， 给定年工作带来了困难。在无法直接获得错断地貌绝对年龄的情况下， 我们利用水系冲沟的下切深度和侵蚀速率间接推算其生成年代(Allenetal.， 1982； Schoenbohmetal.， 2006)。

3 几何学、 运动学特征

曲江断裂总体沿曲江河谷展布， 在数字高程地形模型影像上呈现明显的线性。它北起摆依寨， 向SE经峨山、 梅子树、 五街， 沿曲溪盆地北缘延伸， 止于小江断裂的西侧， 长76km(图1b)。断层部分段被第四纪冲洪积层覆盖， 形迹不明显。断层几何结构较为简单， 局部存在分叉、 平行展布或雁列排列的现象。例如在小海洽附近， 断裂向NW形成2条分支断裂， 进入峨山盆地后分别沿其东北和西南边缘展布。断裂总体走向 N60°W， 沿走向断裂产状发生一定的变化， 特别是在第四纪松散沉积物中， 但多数断层面倾向NE， 倾角较高； 峨山以北， 部分段断层倾向SW。在高大盆地北缘， 断裂走向变为 N70°～80°W， 并形成挤压型断层弯曲。

图1 川滇菱形块体构造纲要图(a； 据徐锡伟等， 2003a修改)及研究区数字高程模型图(b； 据Wang et al.， 2014修改)Fig. 1 Tectonic framework of the Sichuan-Yunnan block(modified from XU Xi￣wei et al.， 2003a)(a) and digital elevation model image of the study area(modified from Wang et al.， 2014)(b).

遥感解译、 地质和构造地貌核查的结果显示曲江断裂第四纪以来以右旋走滑为主， 且具有明显的倾滑分量。沿走向断裂运动学性质存在差异， 根据这种差异， 曲江断裂可分为SW和SE两段。NW段从摆依寨向SE延伸至五街， 构造地貌及断面结构指示该段以右旋走滑为主， 在观测的脆性断面上可以观察到擦痕， 暗示局部具有明显的正断分量， 该段发育了峨山和乐德旧2个具有拉分性质的盆地(Wangetal.， 2014)， 表明该段处于走滑兼伸展的构造背景。在宝山村东南约1km处(观测点1)， 具有明显正断分量的断层切穿了地表第四纪沉积层(图2)。断层F1倾向S40°W， 倾角55°， 向上发生分叉， 形迹变得不明显。断层下盘为前震旦纪灰岩， 靠近断面处发生强烈破碎。断层F1控制着上盘棕黄色含砾石砂层的沉积， 泥质胶结， 根据其胶结程度， 判断为晚更新世沉积。由于该沉积层上部无全新世沉积物， 且无明显的地貌表现， 无法得知断层F1全新世以来是否活动。断层F2倾向S50°W， 倾角64°， 控制着上盘全新世淡黄色砂砾石层的沉积； 断层F2一直延伸至褐色砂土层底部， 该沉积层中保存的炭样为现代炭， 表明断层F2揭示的地震活动可能与1913年峨山地震有关。

图2 右旋兼正断层性质的曲江断裂野外露头(宝山村)Fig. 2 Fault outcrop which indicates dextral strike-slip motion with normal components near Baoshan village.

断层SE段自五街向SE延伸至庙北山， 断裂沿线发生错断的冲沟错距为3.7～230m， 均指示右旋走滑的运动学特征。通过对断层剖面的构造解析(图3)， 在太平庄南东(观测点2)可见1条具有明显逆冲分量的断层， 倾向N27°E， 倾角30°。断层切穿了新近纪棕黄色砂岩层， 地貌上形成明显高差， 断层下盘被改造为农田， 断层两侧黑色的炭质泥岩发生明显错断， 错距达1.5m(图3)， 证明该段具有明显的逆冲分量。该段东南端发育曲溪盆地， Wang(2014)的观测解释该盆地为挠曲盆地。这些观测表明曲江断裂在该段表现为走滑挤压性质。

图3 右旋兼逆冲性质的断裂露头(太平庄)Fig. 3 Fault outcrop which indicates dextral strike-slip motion with thrust components near Taiping village.

4 滑动速率分析

4.1 侵蚀速率计算

本次研究利用河流阶地的海拔高度与年龄计算河流的下切速率。利用GPS测量可以得到阶地面距现代河床的高度； 假设河流相沉积结束的时代代表了河流下切的时代， 便可利用每级阶地面上沉积物的年龄作为河流下切的年代。

在峨山盆地北(观测点3)可见晚更新世湖相沉积， 湖盆沉积物顶面发生倾斜， 表明受到构造运动的影响。上覆沉积层近水平(图4a， b)。湖相沉积层和上覆水平沉积层中采得的炭样年龄分别为 (34.65±0.2)ka和 (32.39±0.17)ka(Wangetal.， 2014)， 2个采样点间距1.6m， 计算得到该点的沉积速率为 0.65mm/a。该地层剖面位于曲江河谷北岸Ⅱ级阶地处， 上部采样点距离阶地面8m， 由此推算出阶地的绝对年龄约为20.08ka。阶地面距曲江大河现代河床16m， 从而得到该处的侵蚀速率为 0.8mm/a。在梅子树村南曲江河谷南岸Ⅱ级阶地上采得的炭样年龄分别为 (32.89±0.72)ka和 (30.95±0.67)ka*云南省地震局地震地质队， 1990， 曲江断裂现代构造运动与地震。， 采样点间距1.2m， 得到该点的沉积速率为 0.6mm/a。上部采样点距阶地顶面7.5m， 按 0.6mm/a的沉积速率推算出阶地面绝对年龄约为24.95ka； 从阶地顶面到曲江河床为15m， 求得该处的侵蚀速率为 0.6mm/a。

图4 峨山盆地北缘地层剖面(a， b)及曲溪盆地Ⅲ级阶地(c， d)Fig. 4 Stratigraphic section on the north of the Eshan Basin(a， b) and the third terrace in the Quxi Basin(c， d).

曲溪盆地内Ⅲ级阶地靠近顶面的沉积层(观测点4)光释光定年结果为 (22.4±1.9)ka(图4c， d)， 采样点高出现今河床24m， 求得该点曲江大河的侵蚀速率为 1.1mm/a。在曲溪盆地东部松树营南侧1条支流的Ⅰ级阶地上采得炭样， 测定年龄分别为 (12.78±0.85)ka和 (3.18±0.14)ka①， 采样间距1.8m， 上部采样点距阶地顶面0.8m， 阶地顶面高出现代河床3.6m， 得到该点的冲沟侵蚀速率为 1.2mm/a。

断裂NW段和SE段具有不同的侵蚀速率， NW段侵蚀速率为0.6～0.8mm/a， 而SE段的侵蚀速率为1.1～1.2mm/a。河流阶地的形成代表了河流侧蚀堆积与下切的过程， 对于远离海洋的河段来说， 主要受到构造抬升和气候变化的影响(Shumm， 1993)。在没有抬升的背景下， 即使河流随气候变化出现阶段性的下切， 后期的堆积也会使阶地面消失， 因此阶地面的海拔记录了相对构造抬升的幅度， 利用阶地计算的下切速率可以作为区域抬升速率(Laveetal.， 2001； 胡小飞， 2006)。Hancock等(2002)通过数值模拟实验指出单个冰期-间冰期周期内， 河流下切速率可以反映构造抬升速率。而中国7万年以来只出现过1次冰期与间冰期交替(王婧泰等， 1980； 贺明月， 2013)， 因此本次研究获取的侵蚀速率可以较为准确地反映该区域构造抬升速率。

4.2 走滑速率计算

曲江断裂第四纪以来活动强烈， 沿断层走向被错断的地质体和地貌单元分布广泛， 累积水平位移量为3.7～830m。根据被错断的震旦纪地层， 朱成男(1985)推测曲江断裂第四纪以来右旋走滑速率约为 2.1mm/a， 但是他认为4.2km的错距是在第四纪(约2Ma)内形成的， 因此该推算结果存在较大误差。徐锡伟(2003b)计算得到的滑动速率为 3.5mm/a。基于遥感影像解译， 结合野外断裂露头的核查， 本文对研究区内的错断地貌进行了总结， 在断裂的NW段和SE段对3处错断的地貌单元进行测量和定年， 以获得断裂晚第四纪平均滑动速率。

图5 断裂带沿线错断地貌Fig. 5 Offset landforms along the fault zone.a 龙马槽扇体位错， 右旋错距约230m； b 扇根处近直立的断层剖面(观测点5)； c， d 梅子树村西北冲沟位错， 右旋错距43.0m(观测点6)； e， f 庙北山村西北冲沟位错， 右旋错距67m(观测点7)

在曲江断裂NW段龙马槽村东(观测点5)， 断裂横切2个扇体的上部， 所在两盘发生了明显的右旋位错。东侧洪积扇保存完好， 错断标志明显， 错距约230m， 西侧扇体因遭受剥蚀而残缺， 上覆新形成的扇体， 但在卫星影像上还可见其基本轮廓(图5a)。在洪积扇扇根与基岩的交界处， 可见近直立的断层切穿了晚更新世红褐色砾泥层和上覆全新世表层土， 对红褐色砾泥层进行光释光测年， 结果为 (51.2±6.2)ka(图5b)。该年龄值应晚于洪积扇的形成时代， 故取误差范围内的最大年龄57.4ka， 得到此处断裂水平滑动速率 <4.0mm/a。在梅子树村西北(观测点6)， 1条NE向冲沟在流经断裂时发生了43m的右旋位错(图5c， d)。对冲沟下游河道中1层有机质土层进行了14C定年， 结果为 (13.79±0.05)ka。 若以此代表该冲沟的形成年龄， 则此处断裂水平滑动速率为 3.1mm/a。在曲江断裂南段曲溪盆地北缘庙北山村西北(观测点7)， 山坡上发育1条NE向冲沟， 冲沟规模较大， 横穿断裂时发生了右旋位错， 位错量达67m(图5e， f)。对冲沟下游河道中1层与黑色泥质伴生的红土进行14C定年， 结果为 (27.98±0.15)ka， 若以此为该冲沟的形成年龄， 则此处的断裂水平滑动速率为 2.3mm/a。

虽然沿断层走向错断地貌分布广泛， 但由于断裂沿曲江河谷展布， 河谷两侧支流、 冲沟大多发育在基岩坡地和洪积物之中， 泥炭、 沼泽土或炭质淤泥很难找到， 给定年工作带来了困难。在无法直接获得错断地貌绝对年龄的情况下， 我们利用水系冲沟的下切深度和侵蚀速率来间接推算其生成年代。在表1 中对一些典型错断地貌及利用间接方法得到的滑动速率进行了总结(图6a—f， 7a—e)。

表1 曲江断裂沿线错断地貌及滑动速率计算

Table1 The offset landforms along the Qujiang Fault and the slip-rate calculation

地貌类型位置地名错距/m下切深度/m推测年龄/ka侵蚀速率/mm·a-1滑动速率/mm·a-1地质体错断观测点8菊花村8301802250.83.7冲沟位错观测点9大鱼塘11.03.74.630.82.4冲沟位错观测点10小寨村420冲沟位错观测点10小寨村16.02.74.50.63.5冲沟位错观测点11水塘村600冲沟位错观测点11水塘村22.04.06.670.63.3冲沟位错观测点12观音山400冲沟位错观测点12观音山70.0冲沟位错观测点13五街村230冲沟位错观测点13五街村3.70.81.330.62.8冲沟位错观测点14太平庄16.0

图6 断裂带沿线错断地貌Fig. 6 Offset landforms along the fault zone.a 菊花村地质体位错， 右旋错距约830m(观测点8)； b 大鱼塘村冲沟位错， 右旋位错11.0m(观测点9)； c， d 小寨村附近冲沟位错(观测点10)； e， f 水塘村附近冲沟位错(观测点11)

图7 断裂带沿线错断地貌Fig. 7 Offset landforms along the fault zone.a 五街—白林山一线冲沟位错； b 五街村东冲沟位错， 右旋错距3.7m(观测点13)； c 观音山村附近冲沟位错(观测点12)； d， e 太平庄村东南冲沟位错， 右旋错距16.0m(观测点14)

图8 断裂沿线累计位错量及滑动速率分析Fig. 8 Analysis of the cumulative displacements and strike-slip rates along the fault.a 断裂沿线累计水平位错量统计； b 测量点位置； c 断裂沿线滑动速率统计

5 讨论

川滇菱形块体向S滑移， 导致其东南端第四纪以来一直处于走滑挤压的构造背景中， 曲江断裂由于其特殊的位置成为应力释放的重要构造(Wangetal.， 2014)。曲江断裂NW段和SE段存在运动学差异， NE段以右旋走滑为主， 局部具有明显的正断分量； 当断裂靠近小江断裂时， 逆冲分量显著， 表现为右旋走滑为主兼NE盘向SW盘逆冲， 这是小江断裂的左旋走滑分量分解到曲江断裂SE段形成逆冲分量所致(Wangetal.， 2014)。曲江断裂第四纪以来的走滑速率为2.3～4mm/a(图8c)。通过下切深度和侵蚀速率推算冲沟年龄得到的走滑速率与直接对错断地貌定年得到的滑动速率基本一致(图8c)。断裂NW段(摆依寨—五街)， 走滑速率多>3.0mm/a， 而进入高大、 曲溪盆地以后， 断裂走滑速率降低， <3.0mm/a。此外， 断裂NW段河流侵蚀速率约0.6～0.8mm/a， SE段河流的侵蚀速率为1.1～1.2mm/a， 表明断裂NW段和SE段存在差异抬升。由此可见断裂活动速率变化与运动学性质的差异有很好的响应。断裂沿线水平位错量最大为830m， 最小仅为3.7m， 整体分布凌乱， 但累积位移量达200m以上的位错点均分布在摆依寨至白林山之间， 断裂进入曲溪盆地之后， 再无超过100m的位错量。主要原因可能是在曲溪盆地以西， 断裂的现代运动基本沿老断裂发生， 而在曲江盆地北缘， 断裂的现代活动可能由北部基岩断裂向盆地内部迁移。此外， 由于山前松散沉积物堆积， 水系位错很难保存下来， 这也导致了曲溪盆地北缘没有发育累积位移量很大的错断地貌。

图9 川滇菱形块体及周边GPS速度矢量(改自Shen et al.， 2005)Fig. 9 GPS velocity vector in Sichun-Yunnan block and adjacent region(adapted from Shen et al.， 2005).

青藏高原东南缘的GPS形变资料揭示了东喜马拉雅构造结东北地壳物质的顺时针旋转(Shenetal.， 2005； 王阎昭等， 2008)。鲜水河-小江断裂带作为青藏高原现今的东边界， 具有明显的区域形变分界意义。川滇菱形块体内部GPS速度矢量方向为NNW或SN向， 且大小没有明显变化， 尤其是在次级块体内部(图9； 徐锡伟等， 2003b)。但向SW经过楚雄断裂、 曲江断裂和哀牢山-红河断裂后， GPS速度矢量的方向由近SN向变为NE向， 大小也发生了一定的变化(图9)。因此， 楚雄断裂、 曲江断裂和哀牢山-红河断裂所围限的变形区也是具有区域形变应力场分界意义的构造带， 但区域分界明显弱于鲜水河-小江断裂带。川滇菱形地体的向S滑移使得该变形区处于走滑挤压的构造背景中， 尤其是在块体的端部(何宏林等， 1992； 闻学泽等， 2011； Wangetal.， 2014)。在递进走滑挤压变形过程中， 应变会发生分解， 逆冲分量被相对广阔的低应变区吸收， 走滑分量则集中在狭长的断层带上(Jonesetal.， 2004)。这与该区域的变形样式一致， GPS观察资料显示红河断裂及其以北的曲江-石屏断裂区域存在 2.5mm/a的地壳缩短率(闻学泽等， 2011)， 而该区的剪切形变则被楚雄、 曲江以及建水断裂吸收。楚雄断裂右旋走滑速率为1.42mm/a(吕弋培等， 2002)， 曲江断裂和建水断裂滑动速率分别为2.3～4mm/a和 2mm/a(韩新民等， 1982)。红河断裂中段滑动速率为2～3mm/a， 到南段逐渐减小为1～2mm/a(Allenetal.， 1984； Weldonetal.， 1994； Duongetal.， 1999)。因此， 楚雄断裂、 曲江断裂与南部哀牢山-红河断裂带共同组成了川滇菱形块体的西南边界， 曲江断裂及建水断裂是哀牢山-红河断裂中南段重要的分支断裂， 且现今活动性更为强烈。

6 结论

(1)曲江断裂第四纪以来以右旋走滑为主且具有倾滑分量， 由于受到小江断裂的影响， 断裂在运动学上具有明显的分段性， NW段(摆依寨—五街)以右旋走滑为主， 局部有正断分量； SE段(五街—庙北山)表现为右旋走滑兼NE盘向SW盘逆冲。

(2)曲江断裂晚第四纪平均滑动速率为2.3～4.0mm/a， 且断裂活动速率的变化与运动学分段有很好的响应： NW段走滑速率多>3.0mm/a， 而进入高大、 曲溪盆地后走滑速率降低， <3.0mm/a； 断裂NW段侵蚀速率为0.6～0.8mm/a， SE段侵蚀速率约为 1.1mm/a， 表明断裂NW段和SE段存在差异抬升。

(3)楚雄断裂、 曲江断裂和哀牢山-红河断裂所围限的变形区是具有区域形变应力场分界意义的构造带， 它们共同组成了川滇块体的西南边界。

致谢 感谢中国地震局地质研究所徐锡伟研究员、 何宏林研究员和北京大学李有利教授对本文提出的宝贵意见， 以及云南省地震局常祖峰高级工程师的野外指导。

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LATE QUATERNARY ACTIVITY OF THE QUJIANG FAULT AND ANALYSIS OF THE SLIP RATE

WANG Yang ZHANG Bo HOU Jian-jun Ai Sheng

(TheKeyLaboratoryofOrogenicBeltsandCrustalEvolution，SchoolofEarthandSpaceSciences，PekingUniversity，Beijing100871，China)

The Qujiang Fault is one of the most seismically active faults in western Yunnan， China and is considered to be the seismogenic fault of the 1970MS7.7 Tonghai earthquake. The Qujiang Fault is located at the southeastern tip of the Sichuan-Yunnan block. In this study， we examine the geometry， kinematics， and geomorphology of this fault through field observations and satellite images. The fault is characterized by dextral strike-slip movements with dip-slip components and can be divided into northwest and southeast segments according to different kinematics. The northwest segment shows right-lateral strike-slip with normal components， whereas it is characterized by dextral movements with the northeast wall thrusting over the opposite in the southeast segment. The offset landforms are well developed along the strike of the fault with displacements ranging from 3.7m to 830m. The Late Quaternary right-lateral slip rate was determined to be 2.3～4.0mm/a through dating and measuring on the offset features. The variation of the slip and uplift rates along the fault strike corresponds well to the fault kinematics segmentation: the slip rate on the northwest segment is above 3mm/a with an uplift rate of 0.6～0.8mm/a; however， influenced by the Xiaojiang Fault， the southeast segment shows apparent thrust components. The slip rate decreases to below 3.0mm/a with an uplift rate of 1.1mm/a， indicating different uplift between the northwest and southeast segments.

Qujiang Fault， late Quaternary， dextral strike-slip， offset landforms， slip rate

10.3969/j.issn.0253- 4967.2015.04.019

2014-11-17收稿， 2015-03-16改回。

中国地震局灾害防御司项目 “中国地震活动断层探察： 南北地震带南段”(201108001)与国家自然科学基金(41272217)共同资助。 *通讯作者： 张波， 副教授， E-mail： geozhangbo@pku.edu.cn， wawmh521@163.com。

P315.2

A

0253-4967(2015)04-1177-16

王洋， 男， 1989年生， 北京大学地球与空间科学学院构造地质学专业在读博士研究生， 研究方向为活动构造， 电话：15652939963， E-mail： wawmh521@163.com。