基于青衣江变形河流阶地研究龙门山断裂带南段的构造活动性

苏　鹏　田勤俭　梁　朋　李文巧　王　林

1)中国地震局地震预测研究所，地震预测重点实验室，北京　100036 2)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京　100029



基于青衣江变形河流阶地研究龙门山断裂带南段的构造活动性

苏鹏1，2)田勤俭1)*梁朋1)李文巧1)王林1)

1)中国地震局地震预测研究所，地震预测重点实验室，北京100036 2)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京100029

龙门山断裂带南段第四纪沉积差，断层出露不明显，晚第四纪构造活动性资料零星。为了提高对龙门山断裂带南段构造活动性的认识，探索芦山地震的发震构造，文中在分析龙门山断裂带南段的地貌以及构造演化的基础上，对跨盐井-五龙断裂、大川-双石断裂和芦山盆地的青衣江不同段的6级河流阶地进行了差分GPS连续测量和细致研究，结合对高分辨率航拍影像的地质解译，得到了龙门山断裂带南段青衣江各段的河流阶地横剖面，通过不同河段河流阶地的对比分析，建立了龙门山断裂带南段青衣江河流阶地纵剖面。通过对河流阶地的变形分析，发现龙门山断裂带南段晚第四纪以来，盐井-五龙断裂的平均垂向断错速率为0.6～1.2mm/a，大川-双石断裂没有明显的垂向活动，芦山地震的发震断层控制的山前褶皱最新活动。结合龙门山断裂带南段的地壳深部结构资料和芦山地震的精定位余震资料等，认为芦山地震的发震构造不是大川-双石断裂，而是龙门山断裂带南段的山前盲逆断层和反冲断层。

龙门山断裂带南段芦山MS7.0地震河流阶地纵剖面构造活动性发震构造盐井-五龙断裂大川-双石断裂

0　引言

2013年4月20日在四川省雅安市芦山县发生芦山MS7.0地震，震中(30.3°N，103.0°E)位于龙门山断裂带南段的大川-双石断裂附近，震源深度13km，具有逆冲性质，与2008年5月12日在龙门山中段突发的汶川MS8.0大地震震源相距85km(徐锡伟等，2013a，b；陈运泰等，2013)，是继汶川地震后又一次破坏性地震。汶川和芦山的2个地震揭示出龙门山断裂带是一个整体都在活动的逆冲断裂体系。芦山地震的发生结束了龙门山西南端沉寂多年没有大地震的历史，同时引发了一系列亟待研究的科学问题和防震减灾问题(陈运泰等，2013)。

河流阶地是沿河谷分布的阶梯式地形，是被废弃的河床，阶地面被认为是一个近似的等时面。在地壳整体均衡抬升或因气候变化导致侵蚀基准面下降的状态下，河流下切侵蚀形成的各级河流阶地分布大致水平，构造的差异运动使阶地纵剖面表现为拱曲或断错变形(杨景春等，2011)。河流阶地的初始形态可推测，且可通过多种测年技术得到其年龄，是最常用的地貌标志(Burbanketal.，2011)。基于河流阶地纵剖面定量研究区域的构造活动性，前人已经做过大量的研究(Molnaretal.，1994；Merrittsetal.，1994；马保起等，2005；张世民等，2010；Burbanketal.，2011；Liuetal.，2015)。

芦山地震没有产生连续的地表破裂带，其发震构造不明确；龙门山断裂带南段第四纪沉积差，断层出露不明显，晚第四纪构造活动性资料零星，结论也存在差异(杨晓平等，1999；Densmoreetal.，2007；李勇等，2013；李传友等，2013；陈立春等，2013；徐锡伟等，2013b；Wangetal.，2014；Zhangetal.，2015)。本文基于建立青衣江上游宝兴县陇东镇至芦山县凤禾乡段的河流阶地纵剖面，结合高分辨率航拍影像的地质解译以及前人的研究结果等，研究了龙门山断裂带南段的构造活动性，讨论了芦山地震的发震构造。

1　区域概况

龙门山断裂带位于青藏高原东缘，南北地震带上，是青藏高原和华南块体的边界构造带(邓起东等，1994；Burchfieletal.，1995)(图1)。龙门山断裂带自中生代以来至少经历了2次主要的地壳缩短，形成了中国典型的褶皱冲断带(陈社发等，1994b；Burchfieletal.，1995)。该断裂带主要由4条逆冲走滑断裂组成，自西向东分别为耿达-陇东断裂(后山断裂)，盐井-五龙断裂(中央断裂)，大川-双石断裂(山前断裂)及山前隐伏断裂(图2)，呈NE-SW向展布，有典型的叠瓦状推覆构造特征，活动性强，具有明显的地震危险性(邓起东等，1994；李勇等，2013)。

图1　青藏高原的地貌、活动断裂及地震(据Zhang et al.，2010修改)Fig. 1　Topography，active faults，and earthquakes of the Tibetan plateau(modified from Zhang et al.，2010).实线白方框为研究区的位置；标出了震级>6的地震；虚线圈出的为中国南北地震带

图2　龙门山断裂带南段地质与地貌图Fig. 2　Geological and topographic map of the southern segment of the Longmen Shan Fault zone.a 青衣江上游区域地貌及主要活动断裂分布图(地貌图是由1︰5万地形图生成的DEM；断裂活动性据徐锡伟等，2013b)，b 青衣江上游区域地质图(据1︰20万地质图)；F1耿达-陇东断裂，F2 盐井-五龙断裂，F3大川-双石断裂

图3　龙门山断裂带南段地质剖面图与条带地形剖面图Fig. 3　Geological profile and swath profile of the southern segment of Longmen Shan Fault zone.a 龙门山断裂带南段地质剖面，剖面切自 1︰20万地质图，位置见图2b，b 龙门山断裂带南段条带地形剖面，地形数据来自 1︰5万地形图，位置见图2a中的绿色框，统计条带方位135°，宽12km，长66km；E 古近系，K 白垩系，J 侏罗系，T 三叠系，P 二叠系，D 泥盆系，S 志留系，O 奥陶系，Z 震旦系，Pt元古界，BXC 宝兴杂岩；JTHF金汤弧形断裂，GLF耿达-陇东断裂，YWF盐井-五龙断裂，DSF大川-双石断裂，XKDF新开店断裂

1.1地貌特征

龙门山断裂带走向NE-SW，北与秦岭断裂带斜交，南被鲜水河-小江断裂斜截，全长约600km，宽30～50km，高耸于青藏高原东缘，为青藏高原与四川盆地的界线山脉(陈社发等，1994a，b；王二七等，2008；张世民等，2010)。

横切龙门山断裂带南段的NW-SE向条带地形剖面(图3b，位置见图2a)显示，芦山盆地的平均海拔约为700m，芦山盆地和龙门山断裂带南段之间存在明显的盆岭界线，但并不是大川-双石断裂，而是龙门山断裂带南段山前的背斜山(芦山向斜的西北翼)。盐井-五龙断裂通过之处发育区域最大的槽谷地貌，而且槽谷两侧具有陡峻的地形，其中宝兴杂岩的最高峰海拔达到3,000m，拔河高度达2,000m，高度向两侧尤其是山前方向逐渐递减。

1.2构造演化

1.2.1地质和热年代记录的长期演化

龙门山断裂带是低海拔的四川盆地和青藏高原的地质转换带。西侧为松潘-甘孜三叠纪复理石沉积盆地，盆地内地层褶皱变质强烈；东侧为川西前陆盆地，构造相对稳定(陈竹新等，2005)。多相的地质历史，造就了龙门山断裂带复杂的地质构造(图2b)。

扬子克拉通西缘主要经历前震旦纪基地形成、晚震旦纪—中三叠世被动大陆边缘拉张和中新生代推覆造山3个构造演化阶段。中生代以来，晚三叠世(印支期)和新生代(喜马拉雅期)的造山运动形成了现在的龙门山断裂带(邓起东等，1994；陈社发等，1994a，b；Burchfieletal.，1995；陈竹新等，2005)。上三叠世前处于扬子克拉通西缘的被动大陆边缘，发育海相碳酸盐台地。早、中三叠世以海相碳酸盐沉积为主，在整个龙门山地区分布广泛，但两侧厚度差异大，西部的中三叠世地层的厚度可达数千米，而东侧仅为数百米。反映了早期扬子克拉通西缘受同沉积正断层系控制，发生快速的沉降，控制着中志留统至中三叠统的沉积，这些断裂也是后来龙门山断裂带发生正反转，形成推覆断裂的基础(Burchfieletal.，1995；陈竹新等，2005)。

上三叠世开始的造山运动中，耿达-陇东断裂由古生代被动陆缘的正断层系转变为向前陆方向逆冲(Burchfieletal.，1995)。起初汇聚作用主要发生在耿达-垄东断裂和盐井-五龙断裂上，后期向SE传递，大川-双石断裂开始逆冲(Densmoreetal.，2007)，导致前陆弯曲在上三叠世形成川西前陆盆地。沉积相由上三叠世之前的海相沉积转变为陆相沉积，形成了巨厚的以陆相碎屑岩为特征的上三叠统须家河组、侏罗系、白垩系和新生界(陈社发等，1994a，b；陈竹新等，2005)，呈长条状NE向展布于龙门山中央带东侧，组成1套磨拉石建造。龙门山断裂带的主要断裂在晚三叠纪已经形成，变形主要发生在中生代，新生代相对没有发生大规模的构造缩短(Burchfieletal.，1995，2008)。

新生代印度板块和欧亚板块的陆陆碰撞，使得青藏高原东缘龙门山褶皱推覆构造带再次活动，地震反射剖面揭示出在龙门山断裂带及其前陆盆地形成了一系列NW倾的叠瓦状逆冲推覆构造(Fuetal.，2011)。2008年的汶川地震和2013年的芦山地震就是发生在这种构造环境中(徐锡伟等，2013a，b)。

Kirby等(2002)认为龙门山断裂带中段彭灌杂岩从150～11Ma BP开始缓慢降温，速率约0.5℃/Ma，11Ma BP以来冷却速率加快，达15～20℃/Ma。Godard等(2009)同样认为中段彭灌杂岩在8～11Ma BP开始快速剥落，速率为 0.65mm/a。Wang等(2012)对不同高程彭灌杂岩的热年代研究，认为新生代经历了30～25Ma BP和15Ma BP的2次快速冷却事件。而龙门山南段的宝兴杂岩从新生代早期就开始快速剥蚀降温，3～5Ma BP以来的平均剥蚀速率为0.63～1.17mm/a，剥蚀速率高于彭灌杂岩。龙门山中段的剥蚀主要集中在盐井-五龙断裂和大川-双石断裂上，而龙门山南段的剥蚀主要发生在宝兴杂岩东侧的大川-双石断裂及该断裂东盘的褶皱和断层上(谭锡斌等，2013)。

1.2.2第四纪变形和地震活动

由于四川盆地缺乏明显的弯曲变形，盐井-五龙断裂和大川-双石断裂的逆冲活动一直被质疑。地震地质研究结果得到跨龙门山断裂带总垂向逆冲速率大概不超过3mm/a，单条垂向逆冲速率大概不超过1mm/a(Densmoreetal.，2007；张培震等，2008)。10多年的GPS观测显示横跨龙门山断裂带的水平走滑或缩短速率大概不超过2mm/a，单条断裂的水平走滑或缩短速率大概不超过0.7mm/a(张培震等，2008)，青藏高原和四川盆地之间没有明显的构造缩短。

尽管龙门山地区地壳汇集速率和应力集中速率小，但是该区地震活跃，2008年发生了汶川MS8.0大地震，时隔5a在南段前缘发生了芦山MS7.0地震，显示出龙门山断裂带具有产生大地震的潜能。古地震研究也揭示出龙门山断裂带南段双石-大川断裂和盐井-五龙断裂晚更新世以来有过活动(杨晓平等，1999；周荣军等，2006；Densmoreetal.，2007；李勇等，2013；陈立春等，2013)。

地震和大地测量数据无法说明断裂带上长期的平均活动性，也无法评价龙门山南段山前褶皱的活动性。为了提高对龙门山南段断裂及潜在断裂与褶皱构造活动性的认识，通过对穿过龙门山南段盐井-五龙断裂、大川-双石断裂和芦山盆地的青衣江阶地变形的研究，来认识龙门山南段的构造活动性。

2　方法

河流阶地是曾经的河床，河流侵蚀、搬用和堆积作用的平衡被打破后形成的(田勤俭等，2009；杨景春等，2011)。河流阶地面的初始形态可推测，同一级阶地面的形成时代基本相同，且可通过多种测年技术得到其年龄，因此经常通过重建河流阶地纵剖面，来研究大尺度、长时间周期的构造活动性(Molnaretal.，1994；Merrittsetal.，1994；马保起等，2005；张世民等，2010；Burbanketal.，2011；Liuetal.，2015)。

根据河流阶地的发展轮回可划分为区域性阶地和局部阶地。区域性阶地贯通全河或大部分河段，可邻区对比；局部阶地在河谷中局部分布，不能进行区域对比(杨景春等，2012)。在流域内部分河段，还可能发育堰塞湖阶地或冲洪积阶地等，也不属于区域性河流阶地(Liuetal.，2015)。

河流阶地的拔河高度是阶地相对于河床的高度(Burbanketal.，2011)，是河床位置的相对垂直下降量，是河流阶地的重要属性。获取高精度的阶地拔河高度是开展河流阶地研究的关键。在宝兴县的陇东镇至五龙乡，以及灵关镇的河口村至赵家坝村，进行了无人机航拍工作，得到了分辨率为0.5m的航拍影像和精度为2m的DEM，并对河流阶地进行了细致地解译。本文所采用的测量系统是Trimble R8 GNSS，通过实时动态测量方法能快速、精确地获得阶地位置数据(张军龙等，2008)。野外测量过程中，垂直河流阶地的延伸方向，对各级河流阶地进行连续测量，并细致地研究各级阶地的类型、结构、沉积物性质、阶地面特征等，同时精确定位各级阶地的前缘位置、后缘位置，阶地基座、砾石层和覆盖层的位置，以及对应的河床位置等。在获取阶地上某点的拔河高度时，要用该点的高程减去与该点所在的阶地延伸方向平行的最近的河床的高程，作为该点的拔河高度。对于河流相沉积物缺失或出露不明显，同时阶地前缘基座被薄层第四纪沉积物覆盖的河流阶地，本文用阶地前缘的高程减去与阶地走向方向平行的最近的河床的高程，作为该级阶地基座的拔河高度。

在造山带地区，河流阶地残存，缺乏可测年的河流相沉积物，要正确重建河流阶地纵剖面并不简单。在缺乏河流阶地年龄的情况下，本文通过对比相邻河段的各级河流阶地的特征来确定河流阶地的级数。主要依据相邻河段河流阶地的拔河高度、阶地类型、阶地结构、阶地沉积物的风化程度、阶地面的规模、阶地面的延伸方向等，同时分析不同河段阶地序列的演化历史，综合确定各级阶地的级数。

3　阶地发育特征

青衣江是龙门山南段的区域性大河，自NW向SE，横穿耿达-陇东断裂、盐井-五龙断裂和大川-双石断裂3条早更新世以来有过活动的断裂(徐锡伟等，2013a)，流经芦山盆地，在乐山市汇入岷江，总长度超过200km。青衣江河流阶地在雅安市的芦山县至洪雅县一带发育广泛，至少发育6级阶地(唐熊等，2009)。本文所研究的青衣江范围自上游青衣江西侧支流流经的陇东镇开始，直至芦山县城凤禾乡一带(图2a)。结合高分辨率航拍影像，本文对研究区的河流阶地进行了精确测量和细致研究。

3.1宝兴县陇东镇阶地地貌

青衣江宝兴县陇东镇段位于盐井-五龙断裂西侧约8.5km处(图2a)。发育6级河流阶地及1级河漫滩(图4)。T1阶地为堆积阶地，拔河10m，最大阶地面宽约250m。T2阶地零星发育。河流左岸发育的T3和T4阶地，前缘无覆盖层，出露泥盆纪灰白色灰岩基座，阶面宽都超过100m，分别拔河107m和162m。左岸发育的T6阶地为残留阶地，阶地陡坎不明显，阶面宽度也较小，上覆灰黄色粉质黏土，拔河286m。河流右岸阶地坎不明显，被第四纪沉积物覆盖，后期遭人类改造严重，可识别出T3和T5两级阶地，分别拔河71m和232m。推断左岸的T3阶地的拔河高度更能代表该级阶地原始的拔河高度。

图4　陇东镇青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 4　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Longdong.a 青衣江陇东镇河流阶地分布图，位置见图2a，T0为河漫滩，T1—T6为河流阶地，L1为阶地砾石层出露的位置，下同；b 陇东镇河流阶地B—B′剖面，标明了各级阶地的拔河高度，下同，位置见图4a；c 陇东镇河流阶地C—C′剖面，位置见图4a；D 泥盆系

3.2宝兴县五龙乡阶地地貌

宝兴县五龙乡发育6级河流阶地，T1为堆积阶地，其余为残留的基座阶地。盐井-五龙断裂在该处通过(图2a)。断裂上盘发育T1和T6阶地，分别拔河5m、305～326m。下盘T1至T6阶地都发育，分别拔河3m、33m、48m、132m、154～182m、210～250m。

盐井-五龙断裂下盘阶地D—D′剖面(图5b)共切过4级阶地，T1阶地为堆积阶地，粗砂和卵砾石组成，拔河5m，最大阶面宽约200m。T2阶地仅残留为1个孤立平台，其上残留磨圆较好的卵砾石，拔河33m。T3阶地遭后期侵蚀严重，阶面较窄，上覆第四纪粉质黏土，拔河48m。T5阶地上覆第四纪粉质黏土，拔河162m。

盐井-五龙断裂下盘阶地E—E′剖面(图5c)共切过3级阶地。T1阶地与上盘的T1阶地组成相同，拔河3m。T5阶地发育较好，最大阶面宽度超过100m，被第四纪粉质黏土覆盖，拔河154m。T6阶地最大阶面宽度超过400m，阶地坎上部出露砂质页岩基座，拔河210m，上覆第四纪粉质黏土，拔河235m。

图5　五龙乡青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 5　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Wulong.a 五龙乡青衣江河流阶地分布图，位置见图2a，盐井-五龙断裂为晚更新世活动断裂，T1—T6为河流阶地，黄色虚线方框标明了图 d的位置；b 盐井-五龙断裂下盘阶地D—D′剖面，位置见图 a；c 盐井-五龙断裂下盘阶地E—E′剖面，位置见图 a；d 盐井-五龙断裂断错阶地及断点分布图，a为探槽剖面(杨晓平等，1999)，b、c为断裂露头(陈立春等，2013)；D 泥盆系，S 志留系

图6　宝兴县城一带青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 6　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Baoxing.a 宝兴县城一带阶地分布图，位置见图2a，T0为河漫滩，T1—T5为河流阶地，黄色虚线方框标明了图 c的位置；b 宝兴县城阶地F—F′剖面，位置见图 a；c 宝兴县老关子村阶地地貌图，位置见图 a中的黄色虚线框；d 宝兴县老关子村阶地G—G′剖面，位置见图 a，阶地地貌见图 c；e 宝兴县星光村阶地H—H′剖面，位置见图 a；D 泥盆系

在断层下盘河流左岸的山梁上可识别出残留的T4阶地，拔河132m；在战斗村西南，河流右岸也发育1级T4阶地(图5a)。T6阶地在五龙乡盐井-五龙断裂上、下盘都有发育，最大阶面宽度超过400m，上覆第四纪粉质黏土，上盘拔河305～326m，下盘拔河210～250m。下盘靠近断裂处拔河高度大，显示出断裂逆冲过程中对下盘的牵引作用。

盐井-五龙断裂通过五龙乡时具有晚更新世以来活动的遗迹。古地震研究揭示了距今78.5～90ka的1次断错事件，垂直位移为0.73m(杨晓平等，1999)。探槽位置见图5a 中a所在的方框，及图5d 中a所在的方框。该探槽位置的NE方向，出露2个基岩断层剖面(陈立春等，2013)，位置见图5a中的b和c所在的方框，及图5d中b和c所在的方框。探槽剖面与基岩断层剖面确立的断裂位置一致，推测盐井-五龙断裂晚更新世以来的活动造成该区高级阶地面被断错，其中上盘T6阶地拔河305m，下盘拔河250m，垂直位移约55m(图5d)。

3.3宝兴县县城一带的阶地地貌

青衣江的东河和西河2大支流在宝兴县城汇合后，流向从之前的垂直龙门山脉方向变为与龙门山脉的走向平行(图2a)，切过宝兴杂岩(图2b)，呈典型的V型谷。阶地很少发育，T1阶地为堆积阶地，拔河9～11m，T2—T5阶地为残留的基座阶地，分别拔河31～33m、50～51m、96m、137～142m。

宝兴县城阶地F—F′剖面(图6b)位于青衣江东河支流和西河支流的交汇处，发育T1、T2、T5阶地，分别拔河9m、33m、142m。T1阶地为堆积阶地，粗砂和卵砾石组成的互层结构，最大阶面宽度超过200m。T2阶地为基座阶地，上覆厚约1.5m的卵石层。T5阶地上覆第四纪粉质黏土，前缘基座裸露。

宝兴县老关子村发育完整的T1—T4阶地序列(图6c，d)。T1阶地为卵砾石层组成的堆积阶地，拔河9m，阶面宽约10m。T2—T4阶地为残留的基座阶地，分别拔河31～33m、50m、96m，除T4阶地上覆第四纪粉质黏土外，其余均出露花岗岩基座。T2阶地在河流两岸都有发育，左岸拔河33m，受人工改造严重，右岸拔河31m更能代表T3阶地基座的原始拔河高度。

宝兴县星光村主要发育T1和T3阶地以及河漫滩T0(图6e)。T1阶地为卵砾石组成的堆积阶地，两岸拔河不等，左岸为居民地，拔河11m，右岸拔河9m更能代表阶地的原始拔河高度。T3阶地拔河51m，上覆第四纪粉质黏土。

3.4宝兴县灵关镇河口村至赵家坝阶地地貌

宝兴县灵关镇位于盐井-五龙断裂NW 3km处，河流流向由近平行于龙门山脉再次变为近垂直于龙门山脉，切过飞来峰构造(图2a)。发育6级河流阶地，T1阶地为堆积阶地，拔河4～7m；T2—T6为残留的基座阶地，分别拔河33～44m、53m、86～98m、159m、208m，其中T2阶地上部含卵砾石层。

灵关镇河口村发育3级河流阶地及1级冲洪积相阶地(图7a)。阶地I—I′剖面切过3级河流阶地(图7b)，T1为堆积阶地，粗砂层与卵砾石层组成的互层结构，最大阶面宽超过750m，拔河4m。T2阶地为基座阶地，基座拔河11m，上覆厚层含砂卵砾石层，厚度超过15m；阶地顶部覆盖第四纪粉质黏土，拔河44m。由于受附近冲沟的影响，河口村附近的T2阶地基座的拔河高度值相比其他地区明显偏小，同时保留了厚层卵砾石层。T4阶地为残留的基座阶地，基座拔河98m，上覆厚层第四纪粉质黏土。

阶地K—K′剖面切过1级冲洪积相阶地(图7d)，该阶地上部为细小碎石层，夹磨圆差、巨砾状砾石层透镜体，厚度超过10m，拔河75m；下部为T2阶地的砂卵砾石层，砂卵砾石层顶部拔河约(45±3)m。同样受附近冲沟的影响，该处T2阶地基座的拔河高度值与其他地区相比偏小。冲洪积相沉积阶地不属于区域性河流阶地。

灵关镇赵家坝村阶地J—J′剖面共切过6级河流阶地(图7c)。T1阶地为堆积阶地，粗砂层与卵砾石层组成的互层结构，最大阶面宽约400m，拔河7m。T2阶地为残留的基座阶地，上覆第四纪粉质黏土，厚度1～5m，拔河33m。T3—T6阶地顶部被第四纪粉质黏土覆盖，分别拔河53m、86m、159m、208m。 T4阶地阶面窄，遭后期剥蚀严重，导致基座拔河高度低于上游河口村T4阶地的基座拔河高度，相比而言河口村的T4阶地的基座拔河高度值更能代表该级阶地原始基座的拔河高度值。T5阶地顶部出露三叠系砂质泥岩基座。推测各级阶地第四纪覆盖层不厚，除T4阶地外，其余前缘拔河高度可代表阶地原始基座的拔河高度。

图7　灵关镇青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 7　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Lingguan.a 灵关镇阶地分布图，位置见图2a，T1—T6为河流阶地，同时发育1级冲洪积阶地；b 灵关镇河口村阶地I—I′剖面，位置见图 a；c 灵关镇赵家坝村阶地J—J′剖面，位置见图 a；d 灵关镇河口村冲洪积相阶地K—K′剖面，位置见图 a；T 三叠系

3.5宝兴县灵关镇罗家坝村阶地地貌

宝兴县灵关镇为大川-双石断裂通过之处(图2a)，可零星识别出6级河流阶地，T1，T2为基座阶地，T3—T6为残留的基座阶地。可识别出6级阶地，断裂NW盘T1—T3分别拔河7～15m、30～36m、49～74m、T4拔河约100m，T5—T6分别拔河170m、210～232m；断裂SE盘T1—T3分别拔河17m、32～40m、79～92m，T5拔河201m，T4和T6缺失。T2阶地是基座阶地，在断裂两侧连续发育，其基座面可代表稳定的参考面在大川-双石断裂两侧进行对比，分析断裂在T2阶地形成以来的活动性。T3以上的阶地发育不完整，阶地结构残存，且阶面被第四纪沉积物覆盖，使得部分阶地面的拔河高度可能与真实值差别大。

宝兴县灵关镇罗家坝村阶地L—L′剖面切过2级阶地(图8b)。T2为基座阶地，在河流左岸基座拔河31.4m，阶面宽度较窄，上覆卵砾石，磨圆好，厚度变化大，但基座面连续发育，认为该处T2阶地基座的拔河高度能代表大川-双石断裂NW盘区域T2阶地基座的拔河高度。在河流右岸，村庄坐落在T2阶地上，受人为改造严重，所得拔河高度误差大。T3阶地阶面宽，未见基座，上覆第四纪粉质黏土，拔河49m。

灵关镇罗家坝村阶地M—M′剖面切过5级阶地(图8e)。T1阶地拔河13m，表层未见河流相沉积物。T2阶地为基座阶地，三叠系须家河组砂岩基座拔河22m，基座上覆厚层河流相的巨砾漂石、卵石层；顶部被第四纪粉质黏土覆盖，拔河36m。受附近冲沟的影响，该观测点T2阶地基座拔河高度比其他地区明显偏小，同时保留了厚约5m的卵砾石层。T3以上的阶地结构残存，其中T3阶地上覆第四纪粉质黏土，T4阶地缺失，T5和T6阶地的三叠系须家河组砂岩基座裸露。

灵关镇罗家坝村阶地N—N′剖面切过3级阶地(图8c)。T2阶地为基座阶地，基座拔河32m，上覆卵砾石，磨圆好，顶部被黄色粉质黏土覆盖，拔河40m。T3和T6阶地上覆第四纪粉质黏土，分别拔河92m和201m。

灵关镇罗家坝村阶地O—O′剖面切过2级阶地(图8d)。T3阶地上无覆盖层，基座拔河79m。T1阶地上覆薄层粉质黏土，拔河17m。

冉勇康等(2014)在灵关镇大溪乡罗家村的断层槽谷中通过探槽研究*冉勇康，2014，大川镇规划区大川-双石断裂精确定位工作报告。，认为大川-双石断裂晚第四纪以来有过活动，但断错现象不典型。调查组在灵关镇做的浅层地震勘探剖面，揭露出了大川-双石断裂在灵关镇发育的2个断点，其中东南侧的为主断裂(图8a)，断裂活动并未使埋深65～70m的地层发生明显的断错。对比L—L′剖面和N—N′剖面，显示大川-双石断裂两盘的T2阶地基座拔河一致，说明该断裂在T2阶地形成以来没有垂向位错。

图9　思延乡青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 9　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Siyan.a 思延乡阶地分布图，位置见图2a，T0为河漫滩，T1—T6为河流阶地；b 思延乡禾林村阶地P—P′剖面，位置见图 a；c 思延乡铜头村阶地Q—Q′剖面，位置见图 a

3.6芦山县思延乡阶地地貌

芦山县思延乡位于芦山盆地中(图2a)，河流在该处有大的拐弯，大拐弯上游位于盆地NW翼，侵蚀作用相对较强烈，下游位于盆地中央，堆积作用强。发育6级河流阶地，T1—T6拔河高度分别为11～16m、27～36m、88～101m、102～131m、154～179m、152～266m。

思延乡禾林村阶地P—P′剖面切过T3—T6阶地(图9b)，除T3阶地阶面宽度约50m左右外，其余阶地面宽度均超过200m。T3阶地拔河101m，上无覆盖层，白垩系砾岩基座裸露。T4阶地为基座阶地，上覆厚度超过5m的卵砾石层。T5阶地上覆第四纪粉质黏土，覆盖层厚度大，偶见卵砾石，推测其为基座阶地，前缘基座裸露，拔河197m。T6阶地上覆薄层第四纪粉质黏土，阶面平整，偶见卵砾石，推测其为基座阶地，拔河266m。

思延乡铜头村阶地Q—Q′剖面切过5级河流阶地和1级河漫滩(图9c)。铜头村位于芦山盆地中央，为宽谷地形，阶地基本在河流两侧对称发育。T0为粗砂与细小砾石组成的互层结构，拔河5m。T1为基座阶地，基座上覆厚约2.5m的卵砾石层，顶部为厚约50cm的棕红色粉质黏土，拔河15m。T2为基座阶地，可细分为T2a与T2b两级次级阶地，古近系棕红色泥岩基座上覆盖砂卵砾石层，分别拔河31m和36m。T3阶地拔河88m，顶部为第四纪粉质黏土，含有河流相卵砾石。T4—T5阶地覆盖层较厚，阶地面不连续，分别拔河102m和154m。

3.7芦山县凤禾乡阶地地貌

芦山县凤禾乡邻近芦山盆地东南翼，东南侧为受新开店断裂和大邑断裂控制的上里盆地西北翼(图2a，3)。发育6级河流阶地，T1—T6阶地分别拔河5～7m、15～33m、64m、85～90m、120～124m、152m。

凤禾乡三江口村缺失T3阶地(图10b)，发育的T1阶地拔河7m，为侵蚀阶地，上覆薄层第四纪粉质黏土。T2阶地为基座阶地，可细分为T2a与T2b两级次级阶地。右岸T2a阶地为上游思延乡铜头村的T2a阶地向下游的延伸，上部覆盖厚度约1m的河流相卵砾石，拔河23m；左岸T2b阶地上部覆盖第四纪粉质黏土，拔河33m。T4阶地为基座阶地，拔河90m，白垩系泥岩基座上覆盖了厚度超过20m的河流相卵砾石层。T5—T6阶地被第四纪粉质黏土覆盖，拔河高度依次为124m、152m。

凤禾乡凤凰村发育6级阶地(图10c)。T1阶地为侵蚀阶地，拔河5m。T2阶地为基座阶地，最大阶面宽超过500m，上覆薄层卵砾石层，拔河15m。T3阶地为基座阶地，上覆卵砾石层，拔河64m，基座拔河60m。T4为基座阶地，基座拔河85m，上覆厚2～5m的卵砾石层，顶部被第四纪粉质黏土覆盖，拔河92m。T5阶地被第四纪粉质黏土覆盖，拔河120m。

图10　凤禾乡青衣江第四纪阶地分布及结构特征Fig. 10　Distribution and geometry of Quaternary terraces along the Qingyijiang River near Fenghe.a 凤禾乡阶地分布图，位置见图2a，T1—T6为河流阶地；b 凤禾乡三江口村阶地R—R′剖面，位置见图 a；c 凤禾乡凤凰村阶地S—S′剖面，位置见图 a

3.8建立河流阶地纵剖面

野外调查发现，龙门山断裂带南段至少发育6级河流阶地。其中T1阶地主要为堆积阶地，阶地结构完整，故本文以T1阶地河流相沉积物的顶面作为参考面进行对比。T2—T6阶地主要为基座阶地，在龙门山南段内部主要为残留的基座阶地，基座上覆的河流相卵砾石层因后期侵蚀破坏而缺失或残存，但基座保留较完整，上覆第四纪沉积物，前缘往往基座出露。进入芦山盆地后，T2—T6基座阶地发育广泛，阶地面宽广。故T2—T6阶地本文以阶地基座作为参考面进行对比。部分河段的T2—T6阶地的河流相沉积物缺失，阶地基座被第四纪沉积物覆盖，基座未明显出露，但覆盖层往往前面薄，后缘厚，本文用阶地前缘代表其基座的位置。将测量得到的青衣江各级阶地的拔河高度，结合在高精度DEM上提取的阶地拔河高度值，投影到135°方位上，得到龙门山南段跨盐井-五龙断裂，大川-双石断裂以及芦山盆地的河流阶地纵剖面图(图11a)。

图11　龙门山断裂带南段晚第四纪以来的活动构造Fig. 11　Schematic profile of the late Quaternary active tectonics in the south Longmenshan.a 青衣江上游河流阶地纵剖面，横坐标为沿135°方位投影线距离；b 接收函数CCP成像结果(周青云，2011)，红色五角星表示芦山地震的主震，蓝色点为芦山地震发生后至2013年9月30日的余震(中国地震局地震预测研究所的周连庆和陈翰林提供)；c 龙门山断裂带南段晚第四纪以来的活动构造剖面模型；YWF 盐井-五龙断裂，DSF 大川-双石断裂，RFBT 芦山地震的山前盲逆断层，BTF 芦山地震的反冲断层，G 沉积盖层和结晶基底的界线，C 上、下地壳的界线，Moho 莫霍面

青衣江河流阶地年龄数据少，仅袁俊杰等(2008)与唐熊等(2009)在青衣江下游的名山和洪雅2个地区的河流阶地做过相对系统的研究，在洪雅阳坪段T1阶地的14C年龄为5ka，T2—T6阶地的ESR年龄分别为(31±5)ka、(93±10)ka、(129±14)ka、(149±15)ka、(266±30)ka(唐熊等，2009)。但由于熊坡背斜和三苏场背斜的活动，青衣江曾经在雅安市一带发生过改道(袁俊杰等，2008；唐熊等，2009)，加上ESR年龄的测年误差，其年龄结果以及阶地级数的确定存在很大的差异和矛盾，这就为青衣江区域性阶地年龄对比带来很大的困难。

近些年来，区域性河流阶地的研究表明，河流阶地一般与构造-气候旋回有关(潘保田等，2007；Bridglandetal.，2008)。因此，区域性阶地的形成时代在一定范围内具有可对比性(田勤俭等，2009)。龙门山地区的河流阶地有一定量的测年结果(马保起等，2005；李勇等，2005，2006；周荣军等，2006)，结合青衣江阶地的ESR年龄数据(唐熊等，2009)，推测青衣江T1—T3阶地的年龄为8～15ka、20～30ka、50～60ka(马保起等，2005)，T4阶地的年龄70～80ka(周荣军等，2006)，T5阶地的年龄为100～150ka(李勇等，2005；唐熊等，2009)，T6阶地的区域年龄结果较少(李勇等，2006；唐熊等，2009)，为150～270ka。

从河流阶地纵剖面(图11a)可以看出，龙门山断裂带南段T6阶地形成以来： 1)盐井-五龙断裂有明显的垂直位错；2)大川-双石断裂没有明显的垂向位移，其上盘的块体也未发生明显的变形；3)龙门山断裂带南段山前有明显的背斜隆起。

4　讨论

4.1龙门山断裂带南段构造活动性分析

河流阶地纵剖面(图11a)显示，研究区可以被盐井-五龙断裂和双石-大川断裂分为3个活动块体，分别为盐井-五龙断裂上盘的西侧块体、盐井-五龙断裂与大川-双石断裂之间的中央块体，以及芦山盆地。龙门山断裂带南段晚第四纪的活动构造主要为沿盐井-五龙断裂的垂直逆冲和山前背斜的隆起。

T6阶地形成以来，盐井-五龙断裂有明显的垂直位错，该断裂活动造成上盘块体的整体隆升与微量掀斜(图11a)。该断裂活动将T6阶地断错55m(图5a)，结合T6阶地的年龄150～270ka，可知T6阶地形成以来，盐井-五龙断裂的垂向活动速率为0.20～0.37mm/a。但从河流阶地纵剖面(图11a)可知，断裂附近，下盘的河流阶地发生了翘起，仅用断裂附近的T6阶地的断错量无法评价该断裂的活动性。

盐井-五龙断裂下盘的中央块体上发育的河流阶地没有变形，宝兴县城一带(图6)发育T1—T5河流阶地。在盐井-五龙断裂上盘的西侧块体上，陇东镇(图4)发育的河流阶地缺失T2阶地。对比盐井-五龙断裂两侧块体的差异变形，用宝兴县城一带的河流阶地代表该断裂下盘阶地的稳定拔河高度，用陇东镇的河流阶地代表该断裂上盘阶地的稳定拔河高度，对其进行统计(表1)。从统计结果来看，盐井-五龙断裂的垂向断错速率在T5阶地形成以来为0.60～0.94mm；T3阶地形成以来为0.93～1.14mm，略有增大的趋势。晚第四纪以来，该断裂的垂向断错速率约为0.6～1.2mm/a。

表1　盐井-五龙断裂垂向断错参数表

Table1　Vertical displacement parameters of the Yanjing-Wulong Fault

阶地级数阶地年龄/ka上盘阶地拔河高度/m下盘阶地拔河高度/m垂向断错量/m垂向断错速率/mm·a-1T18～15109～11-1～10T350～6010750～5156～570.93～1.14T470～8016296660.83～0.94T5100～150232138～14290～940.60～0.94

大川-双石断裂上、下盘的T2阶地基座的拔河高度相同，指示T2阶地形成以来(20～30ka)大川-双石断裂无垂直位错。盐井-五龙断裂和大川-双石断裂之间的中央块体主要为宝兴杂岩体，发育的6级阶地均无明显变形，说明中央块体上的断裂及褶皱在T6阶地形成以来(150～270ka)没有垂向活动。大川-双石断裂在T6阶地形成以来也没有明显的垂向活动，未造成该断裂上盘的中央块体掀斜变形。

龙门山断裂带南段山前，白垩系至古近系组成了芦山盆地的复向斜(图3a)。而现今的地貌特征显示出龙门山南段山前为隆起区(图3b)。晚第四纪以来，河流阶地的变形也显示，龙门山断裂带南段山前发育的河流阶地存在明显的背斜隆起(图11a)，指示该背斜为活动背斜。说明芦山盆地区，晚第四纪以来的变形与之前的变形机制不同，主要表现为背斜隆起。但由于地形持续隆起，在隆起区为峡谷地形，未形成明显的河流阶地，无法对该背斜的活动性定量评价。但根据阶地纵剖面(图11a)显示，在褶皱隆起区，思延乡禾林村的T6阶地相对于凤禾乡的T6阶地的隆升量，大于盐井-五龙断裂对T6阶地的垂直断错量。据此推测，龙门山断裂带南段山前背斜比盐井-五龙断裂活动。

4.2芦山地震的发震构造

芦山地震没有产生连续的地表破裂带，其发震构造仍然存在争论(李勇等，2013；李传友等，2013；陈立春等，2013；徐锡伟等，2013b；Wangetal.，2014；Zhangetal.，2015)。通过国内外学者们的不断探索，对芦山地震以及区域构造环境特征取得了以下几点认识： 1)该次地震没有典型的地表破裂，属于盲逆断层(徐锡伟等，2013b)；2)芦山地震的余震分布具有 “y”字形的特征，指示了反冲断层的存在(房立华等，2013；Hanetal.，2014)；3)余震主要分布在10～20km深度的范围内(房立华等，2013)；4)芦山地震震中位于大川-双石断裂附近，震源深度约17.6km(房立华等，2013)；5)大川-双石断裂和新开店断裂局部地区有地表裂缝等同震破裂现象(李传友等，2013)；6)芦山地区处于龙门山前陆逆冲推覆构造带中，存在多个不同层次的滑脱层(李勇等，2013)；7)芦山盆地和龙门山断裂带南段之间存在明显的盆岭界线，但并不是大川-双石断裂，而是龙门山断裂带南段山前的背斜山地(图3b)(徐锡伟等，2013b)；8)龙门山断裂带南段的宝兴杂岩之下，深部约20km处存在滑脱层，并在龙门山脉前缘形成山前盲逆断层(Hubbardetal.，2010；Wangetal.，2014)。

周青云(2011)用接收函数方法对龙门山断裂带南段的地壳结构进行了研究，取得了龙门山断裂带南段的莫霍面起伏和波速比变化的信息(图11b)。从该图中能识别出莫霍面(M)，上、下地壳界面(C)以及结晶基地与沉积盖层的界面(G)。叠加芦山地震的双差余震精定位结果。余震分布呈 “y”字形，主要分布于大川-双石断裂和山前背斜山的下方。

依据河流阶地纵剖面(图11a)，结合地质剖面(图3b)以及前人的研究结果，本文认为芦山地震的发震构造是山前盲逆断层(RFBT)和反冲断层(BTF)。芦山地震区晚第四纪以来主要的活动构造为山前盲逆断层、反冲断层以及夹在其间的冲起构造(图11c)。

芦山地震的发震断层(山前盲逆断层和反冲断层)都未出露地表，但从构造解译图11b可知，山前盲逆断层的延伸方向接近新开店断裂，反冲断层前缘也靠近大川-双石断裂，使得芦山地震后可在大川-双石断裂和新开店断裂的局部地区发现地表裂缝等同震破裂现象。震源机制解结果显示发震断层在靠近地表变陡(Zhangetal.，2015)，本文推测山前盲逆断层可能已切穿芦山盆地复向斜构造的部分地层(图3a)，晚第四纪以来的构造变形主要表现为背斜隆起。

受巴颜喀拉块体向SE方向的推挤，宝兴杂岩所在的稳定的中央块体沿着其下的滑脱层向SE方向滑脱，在芦山盆地下方遇到稳定块体后切层发育，形成山前盲逆断层和与整体逆冲方向相反的反冲断层，并造成山前盲逆断层和反冲断层之间的块体冲起，形成龙门山断裂带南段山前的背斜山，并使得晚第四纪的河流阶地背斜隆起。虽然，本次芦山地震未形成地表破裂，但余震精定位结果显示，发震断层的破裂前锋已经接近地表约10km(房立华等，2013)，未来如果该发震断层再次活动，很容易形成地表破裂，因此芦山地区的地震危险性有待近一步研究。

5　结论

(1)青衣江上游的河流阶地纵剖面显示，晚第四纪以来，龙门山断裂带南段的主要活动构造为逆冲性质的盐井-五龙断裂和山前芦山地震区的背斜。晚第四纪以来盐井-五龙断裂的平均垂向断错速率约为0.6～1.2mm/a。大川-双石断裂在晚第四纪以来没有明显的垂向活动。龙门山断裂带南段山前背斜比盐井-五龙断裂活动。

(2)芦山地震的发震断层为龙门山断裂带南段的山前盲逆断层(RFBT)和反冲断层(BTF)。晚第四纪以来，受巴颜喀拉块体向SE方向的推挤，宝兴杂岩所在的稳定的中央块体沿着其下的滑脱层向SE方向滑动，在龙门山南段山前爬升盲逆断层时，同时带动了反冲断层的活动，孕育了此次地震。

致谢审稿专家提出了很多宝贵意见，本文作者受益良多，在此表示感谢。

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USING DEFORMED FLUVIALTERRACES OF THE QINGYIJIANG RIVER TO STUDY THE TECTONIC ACTIVITY OF THE SOUTHERN SEGMENT OF LONGMENSHAN FAULT ZONE

SU Peng1，2)TIAN Qin-jian1)LIANG Peng1)LI Wen-qiao1)WANG-Lin1)

1)KeyLaboratoryofEarthquakePrediction，InstituteofEarthquakeScience，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100036，China2)KeyLaboratoryofActiveTectonicsandVolcano，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China

On 20 April 2013，a destructive earthquake，the LushanMS7.0 earthquake，occurred in the southern segment of the Longmenshan Fault zone，the eastern margin of the Tibetan plateau in Sichuan，China. This earthquake did not produce surface rupture zone，and its seismogenic structure is not clear. Due to the lack of Quaternary sediment in the southern segment of the Longmenshan fault zone and the fact that fault outcrops are not obvious，there is a shortage of data concerning the tectonic activity of this region. This paper takes the upper reaches of the Qingyijiang River as the research target，which runs through the Yanjing-Wulong Fault，Dachuan-Shuangshi Fault and Lushan Basin，with an attempt to improve the understanding of the tectonic activity of the southern segment of the Longmenshan fault zone and explore the seismogenic structure of Lushan earthquake.

the southern segment of the Longmenshan Fault zone，LushanMS7.0 earthquake，longitudinal profile of river terraces，tectonic activity，seismogenic structure，Yanjing-Wulong Fault，Dachuan-Shuangshi Fault

10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.03.003

2014-10-29收稿，2015-11-16改回。

中国地震局地震预测研究所基本科研业务专项(2013IES010101，2014IES010104)、高分光学遥感地震构造提取示范应用项目(31-Y30B09-9001-13/15-07)与中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1416)共同资助。

田勤俭，研究员，E-mail：tianqj@263.net。

P315.2

A

0253-4967(2016)03-0523-23

苏鹏，男，1989年生，2015年于中国地震局地震预测研究所获构造地质学专业硕士学位，现为中国地震局地质研究所在读博士研究生，研究方向为构造地貌，电话： 010-62009127，E-mail: supeng2014@icloud.com。

In the paper，the important morphological features and tectonic evolution of this area were reviewed. Then，field sites were selected to provide profiles of different parts of the Qingyijiang River terraces，and the longitudinal profile of the terraces of the Qingyijiang River in the south segment of the Longmenshan fault zone was reconstructed based on geological interpretation of high-resolution remote sensing images，continuous differential GPS surveying along the terrace surfaces，geomorphic field evidence，and correlation of the fluvial terraces.

The deformed longitudinal profile reveals that the most active tectonics during the late Quaternary in the south segment of the Longmenshan Fault zone are the Yanjing-Wulong Fault and the Longmenshan range front anticline. The vertical thrust rate of the Yanjing-Wulong Fault is nearly 0.6～1.2mm/a in the late Quaternary. The tectonic activity of the Longmenshan range front anticline may be higher than the Yanjing-Wulong Fault. Combined with the relocations of aftershocks and other geophysical data about the Lushan earthquake，we found that the seismogenic structure of the Lushan earthquake is the range front blind thrust and the back thrust fault，and the pop-up structure between the two faults controls the surface deformation of the range front anticline.