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中国南北地震带震源机制解的聚类分析.rar

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    编号:20180915222609102    类型:共享资源    大小:97.58MB    格式:RAR    上传时间:2018-09-15
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    中国 南北 地震带 震源 机制 聚类分析
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    书书书第 34 卷 第 4 期2012 年 12 月地 震 地 质SEISMOLOGY AND GEOLOGYVol. 34, No. 4Dec., 2012doi: 10.3969/j. issn.0253 - 4967.2012.04.009南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征黄雄南1)张家声1)李天斌2)刘 峰1)冯 军3)1) 中国地震局地质研究所 , 活动构造与火山重点实验室 , 北京 1000292) 宁夏回族自治区地质调查院 , 银川 7500213) 中国地震局应急搜救中心 , 北京 100039摘 要 从现今地质构造组成出发 , 结合地震活动特征 , 总结了近年来中亚大三角地震构造域东边界北段 ( 南北地震带北段和蒙古中部 ) 主要活动断层的研究成果 。认为中亚大三角东边界北段的现今地质构成实质是一系列大型走滑断裂构造的尾端构造与侧向断层 , 或者是夹持于左旋走滑断裂带之间的张扭性地堑断裂系 , 包括 : 六盘山弧形断裂带 、桌子山 - 贺兰山断裂系 、狼山 - 色尔腾山前断裂系 、达兰扎达嘎德断裂系 、莫高德断裂系 、库苏古尔裂谷系 。中亚大三角东边界北段地震构造是在印度 - 欧亚板块碰撞和局部上地幔物质流动或显著地幔各向异性所控制的现今区域应力场条件下 ,沿大型走滑断裂带两侧或尾端不同方向的先存断裂的重新活动 。关键词 活动断裂 中亚大三角 东边界 南北地震带 蒙古中部中图分类号 : P315. 2 文献标识码 : A 文章编号 : 0253 -4967( 2012) 04 -0637 -22〔收稿日期 〕 2012 -09 -23 收稿 , 2012 -10 -23 改回 。〔基金项目 〕 国家重点基础研究发展计划项目 ( 2008CB425703) 和科学技术部国际科技合作重点项目( 2008DFA20700) 共同资助 。0 引言受西太平洋板块 、大西洋板块 EW 方向上的制约 , 印度板块持续向北推移在产生青藏高原东 、西构造节的同时 , 形成了一个以喜马拉雅造山带为底边 , 以贝加尔裂谷南端为顶点 , 指向欧亚大陆腹地的三角形强应变域和强震频发区 ———中亚大三角地震构造域 ( 简称中亚大三角 )(书书书图 1) 。中亚大三角包含了中国多数的历史强震 , 尤其是其边界 , 1970 年以来集中发生了 21 个7 级以上强震 。其东边界南起红河断裂 , 北至贝加尔裂谷南端 ( 100° ~106°E; 20° ~52°N) , 在地质构造上由一系列的走滑断层 、逆冲断层和正断层系统组成 , 在地震活动上表现为强震频发的地震密集活动带 , 迄今有记载的 7 级以上强震 62 次 , 8 级以上的大地震发生过 6 次 , 曾称为中蒙大陆中轴构造带 ( 马宗晋等 , 1981) , 在中国境内的部分又称为南北地震带 ( 康来迅 , 1991) 。中卫 - 同心断裂带以南 , 中亚大三角东边界南段的构造和地震呈现出与印度 - 亚欧板块碰撞 、青藏高原隆起以及向东挤出密切的关系 ( 康来迅 , 1991; 张家声等 , 2003) ; 北段 , 尽管远离印度 - 亚欧板块碰撞的边界 , 依然表现出强烈的地震活动性 (书书书图 1) 。南北地震带如何向境外延伸 , 中亚大三角东边界北段强烈地震活动的地质构造机制是什么 , 前人虽有讨论 ( 马宗晋等 ,1981; Tapponier et al., 1982; 张培震等 , 2003; 嵇少丞等 , 2008) , 但仍未充分 。本研究通过总结中国境内 ( 南北地震带北段 ) 和蒙古中西部及邻区的前人研究成果 , 特别是近年来活动断裂和地 震 地 质 34 卷图 1 中亚大三角活动断裂和强震震中分布简图( 根据 Levi et al., 1995; 邓起东等 , 2007; Parfeevets, et al., 2007; 徐锡伟等 , 2007 编绘 )Fig. 1 Sketch of distribution of active faults and epicenters of strong earthquakes in the great triangu-lar seismotectonic region of central Asia ( after Levi et al., 1995; DENG Qi-dong et al., 2007;Parfeevets et al., 2007; XU Xi-wei et al., 2007) .地震构造研究的新进展 , 初步厘清了中亚大三角东边界的地质构造组成 , 由南向北对应着 : 六盘山弧形断裂带 、桌子山 - 贺兰山断裂系 、狼山 - 色尔腾山断裂系 、达兰扎达嘎德断裂系 、莫高德断裂系和库苏古尔裂谷系等断层系统 (书书书图 2) 。本文将介绍上述断裂系统的地质组成和地震活动性 , 并初步讨论这些构造可能的成因机制 。1 南北地震带北段的活动断裂1. 1 六盘山弧形断裂带六盘山弧形断裂带出现在青藏高原东北缘 , 由一系列主体为 NWW—近 EW 走向的左行走滑断层 , 而东端为 NNW—近 SN 走向的逆冲挤压构造的弧形断裂带组成 , 包括 : 海原断裂带 、中卫 - 同心断裂带 、烟筒山断裂带等 (书书书图 2, 3) 。海原断裂带西起甘肃景泰县兴泉堡 , 东至宁夏固原县硝口以南 , 总长度约 240km, 为大型左行走滑断层 ———祁连 - 海原断裂带的东段 ( 国家地震局 , 1988; 邓起东等 , 1989; 国家地震局地质研究所等 , 1990; 闵伟等 , 1991, 2001a; 张培震等 , 2003; 徐锡伟等 , 2007) 。海原断裂带大多数次级断层的全新世滑动速率在 5mm/a 左右 ( 国家地震局地质研究所等 , 1990; 李传友 ,8364 期 黄雄南等 : 南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征图 2 中亚大三角东边界北段断裂构造图( 根据 Levi et al., 1995; Bayasgalan et al., 1999; 邓起东等 , 1999, 2007; Calais et al., 2003; 陈立春等 , 2003;San'kov et al., 2004; 李传友 , 2005; 柴炽章等 , 2006; 迟振卿等 , 2006; Hlz et al., 2007; Parfeevets et al., 2007;徐锡伟等 , 2003, 2007; Nissen et al., 2009; Cunningham, 2010 编绘 )Fig. 2 Tectonic map of faults on the northern boundary of the great triangular seismotectonic region of central Asia( afterLevi et al., 1995; Bayasgalan et al., 1999; DENG Qi-dong et al., 1999, 2007; Calais et al., 2003; CHEN Li-chun etal., 2003; San'kov et al., 2004; LI Chuan-you, 2005; CHAI Chi-zhang et al., 2006; CHI Zhen-qing et al., 2006; Hlz,et al., 2007; Parfeevets, et al., 2007; XU Xi-wei et al., 2003, 2007; Nissen et al., 2009; Cunningham, 2010) .①东萨彦断裂带 ; ②通京断裂带 ; ③阿尔泰断裂带 ; ④北杭爱断裂带 ; ⑤南杭爱断裂带 ; ⑥戈壁 - 阿尔泰断裂带 ;⑦雅布赖山 - 巴音希博山断裂带 ; ⑧海原断裂带 ; ⑨中卫 - 同心断裂带936地 震 地 质 34 卷图 3 六盘山弧形断裂带构造简图( 根据邓起东等 , 1989; 闵伟等 , 1992, 2001; 向宏发等 , 1998; 廖玉华等 , 2000 编绘 )Fig. 3 Tectonic sketch of the Liupanshan arcuate fault zones( after DENG Qi-dong et al., 1989;MIN Wei et al., 1992, 2001; XIANG Hong-fa et al., 1998; LIAO Yu-hua et al., 2000) .①烟筒山断裂带 ; ②罗山东麓断裂带 ; ③硝口 - 蔡祥断层 ; ④六盘山东麓逆断裂带 ; ⑤小关山逆断裂带 ; ⑥陇县 - 宝鸡断裂带2005) ; 8 000a以来 , 左旋水平位移速率为 6. 9 ~9. 9mm/a( 邓起东等 , 1999) ; GPS 数据与全新世断层滑动速率基本一致 ( 甘卫军等 , 2005) 。古地震研究 ( 闵伟等 , 2001a; 张培震等 , 2003) 表明海原断裂带沿次级断裂破裂的地震事件最大震级为 7. 5 级 , 沿全断裂的破裂地震事件震级约为8. 5 级 , 距今 4 600 ~6 300a 期间曾经发生过全段破裂 ; 1920 年海原 8. 5 级大地震的地表破裂几乎贯穿了整个海原断裂 , 是最新的一次断裂带全部破裂事件 。在海原断裂带的东南端发育着马东山褶皱 、六盘山东麓逆断裂带和小关山逆断裂带等走向近 SN 的挤压构造 , 早更新世中晚期以来的平行于海原活动断裂带的总缩短量为 12. 4 ~l6. 7km, 与海原活动断裂带左旋位移总量 12 ~ 14. 5km 大体相当 , 平均水平缩短速率为 7. 6 ~11. 9mm/a, 是海原左行走滑断裂带的端部挤压型吸收调整区 , 全新世以来主压应力轴为 NEE向 ( 邓起东等 , 1989, 1999; 向宏发等 , 1998; 谢富仁等 , 2000) 。马东山褶皱区夹持于海原断裂带的南 - 西华山北麓断层与硝口 - 蔡祥断层之间 (书书书图 3) , 由 3 个走向 10° ~20°的背斜成左阶斜列组成 ( 总体 350°) , 其形成过程同时遭受了挤压和左旋剪切作用 。六盘山东麓逆断裂带北起硝口一带 , 与海原活动断裂带东南段的硝口 - 蔡祥断层之间以几条左阶排列的小型 NW 向断层过渡 , 总体为近 SN 向的活动逆冲断裂构造带 , 第四纪以来的平均垂直位错速率约为 0. 9mm/a;北端具有左旋走滑特征 , 平均水平位错速率为 l ~3mm/a( 国家地震局 , 1988; 向宏发等 , 1998) 。0464 期 黄雄南等 : 南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征六盘山东麓逆断裂带向南与 NW 走向的陇县 - 宝鸡断裂带相接 , 后者导致新近系强烈挤压变形 , 同时具有左旋走滑的特征 , 第四纪以来以区域间歇性隆起为特点 , 运动性质不清 ( 国家地震局 , 1988) 。中卫 - 同心断裂带 , 西起中卫西部的小洪山 , 向东沿香山 、天景山东北麓延伸到至同心以南 , 南端在固原七里营与海原断裂带相接 , 全长约 200km(书书书图 3) ; 晚第四纪以来活动显著 , 为逆 - 左旋走滑断裂带 , 其下切深度约 20km( 周俊喜等 , 1987; 任利生等 , 1993; 聂政等 , 1993; 闵伟等 , 2001b; 杜鹏等 , 2007) 。断裂带最西段 , 全新世最大水平断错值为 6m, 平均 2. 9m, 垂直断错值最大为 3. 4m, 平均 2. 1m( 杜鹏等 , 2007) ; 中段的香山 - 天景山断裂带 , 为全带晚第四纪以来最活跃的地段 , 以左旋水平运动为主 , 第四纪最大走滑位移总量约为 3. 2km( 国家地震局 ,1988) ; 东段从双井子至同心西 , 走向由 NW 向逐渐转为 NNW—近 SN 向 , 处在中卫 - 同心活动断裂带东部尾端压缩区 , 地壳缩短量 >2. 3km( 闵伟等 , 1991) 。中卫 - 同心断裂带全新世平均走滑速率为 2. 29 ~2. 86mm/a( 李传友 , 2005) , 中期以来平均滑动速率为 0. 41 ~ 1. 62mm/a, 中段最大 ( 柴炽章等 , 1997) ; 中段全新世平均错动速率为 3. 58mm/a( 汪一鹏等 , 1990) 。古地震的研究表明 , 中卫 - 同心断裂带破裂全断裂的最大震级 ≥8 级 ( 约 14 000a 前发生 1 次 ) , 分段破裂震级 ≤7级 ( 全新世以来 5 次事件 ) , 1709 年地震可能是走滑段向挤压段转折部位突发破裂的结果 ( 闵伟等 , 1991, 2001b) 。烟筒山断裂带位于中卫 - 同心断裂带北侧 , 展布于烟筒山 —黑鹰湾山 —窑山及清水河流域一带 , 北西抵卫宁北山 , 南延固原市以南 , 主体为 NW—NNW 向展布 ( 向 NE 突出 ) 的弧形逆冲断层系 , 延伸大约 240km, 宽 20 ~30km(书书书图 3) 。其主要断层 ———烟筒山 - 窑山东北麓断裂为全新世活动断裂 , NW 向展布于烟筒山东北麓 —窑山东麓 , 往 NW 隐伏于卫宁盆地中 , 延伸 >80km, 为左行逆冲断层 。断层导致泥盆系 、石炭系逆冲于古近系 —新近系 、第四系之上 ; 在九座坟 、行家窑 、榆树沟和詹家大坡等地 , 一系列大小不等的冲沟在通过山前断层处发生左旋弯曲或错动 。1. 2 桌子山 -贺兰山断裂系桌子山 - 贺兰山断裂系总体呈近 SN 走向 , 由 NNE 走向的银川地堑系 、贺兰山断裂系和近SN 走向的桌子山活动断裂带等组成 。银川地堑盆地的西边界断层贺兰山东麓断裂为右行正断层 , 东边界黄河断裂向北延伸的桌子山断裂带和向南延伸的罗山东麓断裂晚第四纪以来有右行走滑的证据 ( 邢成起等 , 1991; 闵伟等 , 1992; 柴炽章等 , 1999) , 最近的地震剖面勘探表明银川盆地内的断层成负花状结构 ( 赵成彬等 , 2009; 方盛明等 , 2009) , 推测桌子山 - 贺兰山断裂系在晚第四纪以来是一套大型的右行伸展走滑断裂系 。1.2.1 银川地堑系银川地堑系和贺兰山断裂系从东至西表现为地堑和地垒的构造 , 贺兰山东麓断裂构成了银川盆地的西边界 。银川盆地存在着 NE、NW 和近 EW 向 3 组断裂 , 其中 NE 向的 4 条断裂为该区的主要断裂 , 即贺兰山东麓断裂 、芦花台 - 崇岗断裂 、银川 - 姚伏断裂和黄河断裂 (书书书图 4) 。贺兰山东麓断裂走向 NE, 倾向 SE, 为右行正断层 , 晚更新世以来中段 ( 苏峪口一带 ) 垂直位移最大 , 与贺兰山最高峰及盆地中第四纪深凹陷在对应的位置上 ; 全新世以来最大垂向位移速率为 2. 1mm/a, 平均垂向位移速率 1. 62mm/a; 北段 ( 红果子沟一带 ) 最大垂向位移速率1. 12mm/a, 平均垂向位移速率 0. 88mm/a; 在 8 个断点获得水平位移值为垂直位移值的 2 ~ 4146地 震 地 质 34 卷图 4 桌子山 - 贺兰山断裂系构造简图( 据国家地震局 , 1988; 柴炽章等 , 2006; 闵伟等 , 1994; 邢成起等 , 1991; 赵卫明等 , 1992;廖玉华等 , 2000; 赵成彬等 , 2009; 方盛明等 , 2009 等编绘 )Fig. 4 Tectonic sketch of the Zhuozishan-Helanshan thrust fault system( after State Seismological Bureau, 1988;CHAI Chi-zhang et al., 2006; MIN Wei et al., 1994; XING Cheng-qi et al., 1991; ZHAO Wei-ming et al.,1992; LIAO Yu-hua et al., 2000; ZHAO Cheng-bin et al., 2009; FANG Sheng-ming et al., 2009) .①贺兰山东麓断裂 ; ②芦花台 - 崇岗断裂 ; ③银川 - 姚伏断裂 ; ④贺兰山西麓断裂 ; ⑤三关口 - 牛首山东北麓断裂带 ;⑥灵武断裂 ; ⑦灵武北隐伏断层 ; ⑧吴忠北隐伏断层 ; ⑨罗山东麓断裂倍 , 但大量的考察点上只能测到垂直位移 ( 国家地震局 , 1988) 。贺兰山东麓断层是 1739 年银川 - 平罗 8 级地震的发震断层或主控断层 ( 国家地震局 , 1988; Deng et al., 1996; 白铭学等 ,2005; 柴炽章等 , 2006; 方盛明等 , 2009) 。芦花台 - 崇岗断裂走向 NE, 长约 80km, 是倾向东的铲形正断层 , 晚更新世以来不活动 ( 柴炽章等 , 2006; 雷启云等 , 2008) 。银川 - 姚伏断裂 ( 银川 - 平罗断裂 ) , 自黄渠桥南延至银川 , 从银川东部兴庆区通过 , 走向NNE, 长约 66km, 为向 NWW 陡倾的正断层 , 全新世活动 , 且存在古地震错动遗迹 ( 柴炽章等 ,2006; 雷启云等 , 2008) 。北段晚更新世末期以来滑动速率为 0. 14 ~0. 05mm/a, 自北向南断层活动强度呈减弱趋势 ( 雷启云等 , 2008) 。黄河断裂北起石嘴山惠农区 , 向南经陶乐县至灵武南 , 总体呈 NNE 走向 , 从横城南转为近2464 期 黄雄南等 : 南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征SN 走向 。断裂是银川地堑的东边界控制断层 , 断面倾向 NW, 银川附近垂向断错幅度最大 ( 国家地震局 , 1988) 。断裂南段为灵武断裂 , 具有张性特征 , 产状为向 NW 或 W 陡倾 , 是一条晚第四纪活动断层 , 晚第四纪垂直位移速率为 0. 23 ~ 0. 25mm/a( 廖玉华等 , 2000) 。沿断裂中强地震活动频繁 , 近代弱震和中强地震在南段西侧密集成带 , 以北稀少 ; 揭示的古地震为 7 ~7. 5 级( 柴炽章等 , 2001) 。黄河断裂向北可能与近 SN 走向的桌子山活动断裂带相接 , 后者展布于桌子山地区的千里山西麓和岗德尔山东 、西两麓 , 长度约 76km, 新生代以来 , 为挤压 - 右旋走滑的性质 ( 邢成起等 ,1991) 。在千里沟以北 , 断层近直立 、或者高角度向西或东陡倾 , 切割晚更新世砂砾石层及黄土层 , 并且使冲沟右行位移 , 最大错动 22m, 最新活动可能在全新世早期 ( ( 9710 ±70) a BP) ( 邢成起等 , 1991) 。在千里沟南 , 西支活动强度明显减弱 。东支断层北段新活动较弱 , 南段沿岗德尔山东麓展布 , 活动较强 , 断层切过晚更新世晚期山前戈壁 ( 邢成起等 , 1991) 。黄河断裂向南可能与罗山东麓断裂相接 , 后者呈近 SN 走向 , 断裂以西是大小罗山山脉 , 以东为下马关 - 韦州盆地 , 更新世之前 , 向北与牛首山断裂连为一体 , 表现为自西向东的逆冲 ( 错动晚更新世的马兰黄土 ) ; 全新世以来 , 由挤压逆冲转变为右旋走滑 , 并向北与黄河断裂连为一体 ( 闵伟等 , 1992; 柴炽章等 , 1999) 。在大罗山石窑洞东侧洪积台地前缘 , 罗山东麓断裂的全新世活动表现为高角度东倾的正走滑断层 ( 90°∠76°) ; 断裂最后一次错动事件发生在 ( 2 105 ±175) a BP, 近现代以来地震活动稀少 ( 柴炽章等 , 1999) 。罗山东麓断裂全新世水平滑动速率为4 ~5mm/a, 垂直滑动速率为 0. 44mm/a( 闵伟等 , 1994) 。在罗山东麓断裂带以东的青龙山 —马家滩 , 近 SN 走向的印支期 - 燕山期褶冲带在喜马拉雅期为逆冲兼右行走滑 。银川地堑的北端 , 黄渠桥与惠农之间有 3 条南倾的 EW 向隐伏正断层 ( 国家地震局 , 1988) ,隐伏断层的 NW 方向 , 有横贯贺兰山北部的宗别立 - 正谊关断裂 , 断裂带总体走向 EW, 中生代为右行走滑断层 , 第四纪以来左旋走滑 ( 邢成起等 , 1991) 。该断裂带出贺兰山后向东 、西均有延伸 , 但第四纪新活动只发生在桌子山东南的楚伦翁古策沟以西的地段内 , 导致一系列冲沟水系左旋拐折 ; 正谊关附近跨断层短基线测量结果也表明断裂带的现代活动仍以挤压 - 左旋走滑为主 ( 国家地震局 , 1988; 邢成起等 , 1991) 。宗别立 - 正谊关断裂东段活动性最强 , 最大水平错距为 1 800 ~2 000m, 并且有距今约 6 000a 左右的 2 次古地震遗迹 ( 邢成起等 , 1991) 。银川地堑中南部有 NW—NWW 走向的隐伏断层 , 最北一组在银川附近 , 从黄河东向 NW 经银川 —苏峪口进入贺兰山 , 表现为偶有中强震发生的小震密集带 , 盆地内的近代弱震主要局限在该断层以南 ( 国家地震局 , 1988) 。在青铜峡至灵武地区 , 有 2 条隐伏的 NW 向活动断层 : 灵武北隐伏断层和吴忠北隐伏断层 , 前者是 1988 年灵武 5. 5 级地震的发震构造 , 为倾向 SW 的正断层 ( 赵卫明等 , 1992) , 后者或归属于银川盆地的南界断层 ———NW 向的三关口 - 牛首山东麓断裂带 。该断裂带早期为逆冲断层 , 第四纪以来转为左行走滑 。北段三关口一带 , 早期左斜冲的 NW 向断裂使古近纪地层强烈变形 , 而在晚期 NW—NWW 走向断面上发育近水平的左行走滑擦痕 ; 南端的牛首山东北麓地区 , 既发育向 SW 倾且错断下更统砾岩层的逆冲断层 , 也有向NE 陡倾的晚更新世活动正断层 ( 焦德成 , 2012, 个人交流 ) 。与上述断裂相一致 , 银川盆地有 3 个沉降中心 , 分别位于平罗西 、银川北和灵武南 , 中部的银川北沉降中心新生界和第四系厚度分别为 7 000m 和 1 609m( 国家地震局 , 1988) 。最近研究 ( 杨卓欣等 , 2009; 方盛明等 , 2009) 表明 , 银川基底东西浅 、中部深 , 且西陡东缓 , 最深处大致346地 震 地 质 34 卷位于芦花台至西大滩一带 , 埋深达 7km; 芦花台 - 崇岗断裂和银川 - 平罗断裂分别于 12 ~12. 5km、18 ~19km 深处交会于贺兰山东麓断裂 , 贺兰山东麓断裂于 28 ~29km 深处交会于黄河断裂 , 黄河断裂为错断莫霍面的深大断裂 , 银川地堑是以黄河断裂为主 , 其他断裂为辅组合而成的负花状构造 (书书书图 4 a) 。三关口 - 牛首山东北麓断裂 、罗山东麓断裂 、云雾山断裂等在更新世之前组成弧形的三关口 - 牛首山 - 云雾山断裂带 , 北段延入腾格里沙漠后形迹不清 , 南段经云雾山 , 终止于泾源县东 , 长约 360km( 国家地震局 , 1988) 。晚第四纪以来 , 这些断层的运动性质表明该弧形断裂带已经解体 , 三关口 - 牛首山断裂为左行走滑断层 ( 南端为正断层 ) , 罗山东麓断裂为右行走滑断层 。云雾山以南 , 地貌上线性迹象不明显 , 仅局部观察到水系的右行扭动 。推测晚第四纪之后 ,罗山东麓断裂和云雾山断裂可能与黄河断裂一起构成银川右旋走滑拉分地堑的主控断层 。而三关口 - 牛首山断裂则与宗别立 - 正谊关断裂一样转为左行走滑断层 , 起着调整地堑两侧正断层运动幅度的作用 。1.2.2 贺兰山西麓断裂带贺兰山除了在东麓发育右行正断层之外 , 在其西麓还发育 2 条近 SN 走向的断层 , 包括沿山前陡崖发育的贺兰山西麓断层和发育在贺兰山西麓晚更新世冲积扇前缘的巴彦浩特断层 。前者表现正断兼左行运动 , 在北寺西北的下坡梁附近 , 断层错动上更新统的砾石层 , 断层面向西陡倾 ( 产状 : 282° ~296°∠60° ~70°) , 发育 2 期擦痕 , 早期为左行正断 , 产状为 212°∠33°, 晚期为正断层擦痕 , 产状为 305°∠66°。后者为向东陡倾的高倾角逆断层 , 南段转为 NW 走向且左行运动分量增大 。北段苏木图地区 , 逆冲断层的上盘隆起成背斜 , 导致更新统砾石层被剥蚀 ; 南段与三关口断裂相接 。贺兰山西麓断裂带的左行运动和贺兰山东麓断裂的右行运动表明 , 贺兰山地块在晚第四纪以来表现为向北偏西运动 , 显示出向 NW 方向的掀斜抬升 。1. 3 雅布赖山 -巴音希博山断裂带东端的松弛构造 : 狼山 -色尔腾山断裂系晚第四纪以来 , 阿尔金左行断裂带东端表现为一套近 EW 走向的左行走滑断裂系 , 分布在巴丹吉林沙漠的西缘和南缘 ( 陈文彬等 , 2006) 。由于沙漠的覆盖 , 这些断裂向东延伸不清楚 ,有观点认为阿尔金左行断裂带以隐伏断裂的形式从巴丹吉林沙漠穿过 ( Hlz et al., 2007) , 而在沙漠南缘 , 发育着长度超过 300km 的雅布赖山 - 巴音希博山左行走滑断裂带 , 也可能与阿尔金左行断裂带东端断裂系相接 。该断裂带西起于雅布赖山 , 沿山南麓向东经巴音希博山北麓 , 在狼山南进入乌兰布和沙漠 , 总体走向 70°, 1959 年孟根西曾发生过 5. 75 级地震 ( 宁夏回族自治区地质局 , 1980) 。断裂带西段 , 主断层沿雅布赖山南麓发育 , 向 SE 陡倾 , 切晚更新世冲积扇 ,左行水系扭动 ; 北盘的晚古生代花岗闪长岩和早前寒武纪片麻岩大幅度抬升 , 形成独特的平顶山地貌 。东段多被上更新统覆盖 , 局部被新近纪地层覆盖 。东端 , 徐力斯特乌拉至阿拉善村一线 , 存在较明显的线性构造 , 地形上表现为 NEE 向的隆起 , 南侧出露前寒武纪片麻岩 、下白垩统 、始新统和上更新统 , 北侧为始新统 、渐新统 、中更新统和全新世沉积物 , 推测之间存在断层 。前人研究认为在河套断陷带与吉兰泰地堑之间有近 EW 向的隐伏基底隆起 , 位于磴口至徐力斯特乌拉一线 ( 国家地震局 , 1988) , 可能正是雅布赖山 - 巴音希博山断裂带东延 。在雅布赖山 - 巴音希博山左行走滑断裂带东端以北 , 发育了狼山 - 色尔腾山断裂系 , 主体断层为 NE 走向的狼山山前断裂和近 EW 走向的色尔腾山山前断裂 , 是左行剪张的河套断陷系( 临河盆地 ) 的主控断层 ( 国家地震局 , 1988) (书书书图 5) 。4464 期 黄雄南等 : 南北地震带北段与蒙古中部活动断裂构造特征图 5 狼山 - 色尔腾山断裂系构造简图( 据国家地震局 , 1988; 邓起东等 , 1999; 杨晓平等 , 2002; 陈立春等 , 2003; 江娃利等 , 2000 等编绘 )Fig. 5 Tectonic sketch of the Lang Shan-Seerteng Shan Fault system( after State Seismological Bureau, 1988;DENG Qi-dong et al., 1999; YANG Xiao-ping et al., 2002; CHEN Li-chun et al., 2003; JIANG Wa-li et al., 2000) .狼山山前断裂沿狼山东南麓展布 , 全长 >160km, 走向 55°, 向 SE 陡倾 , 断裂错断全新世地层 , 在近代迫使黄河以每年上百 m 的速度向南迁移 , 全新世断裂垂直滑动速率为 0. 47 ~2. 2mm/a( 国家地震局 , 1988; 孙爱群等 , 1990; 邓起东等 , 1999) 。该断裂以正断层为主 , 北段如炭窑口附近 , 显示出较明显的右行特征 ; 在狼山口以北切过色尔腾山山前断裂断续向 NE 基岩中延伸 , 同时造成水系的右行错动 , 后者呈弧形合并于狼山山前断裂北段 。在狼山沿 NEE 向 ,小地震频繁 , 20 世纪曾发生过 3 次 6 级地震 。色尔腾山山前断裂位于色尔腾山南麓山前 , 西起东乌盖沟 , 向东至乌不浪口转为 SE 向延伸 , 经大佘太至台梁附近 , 全长约 150km, 以正断层为主 ( 杨晓平等 , 2002) , 西段局部断层陡崖发育左斜滑擦痕 ( 国家地震局 , 1988) 。晚更新世晚期以来 , 断裂西段平均垂直位移速率为 0. 48 ~0. 75mm/a, 中段为 0. 88 ~1. 83mm/a, 东段为 0. 20mm/a( 杨晓平等 , 2002; 陈立春等 , 2003) 。在色尔腾山前断裂带南侧 , 有数条左行右阶排列的活动断层 : 乌拉山北缘断层 、乌拉山山前断层 、大青山山前断层 、鄂尔多斯北缘断层等 。这些 EW 向的断裂带在第四纪以来以正断运动为主 , 兼具左旋扭动 ( 国家地震局 , 1988) 。大青山山前断裂西端全新世以来的左旋走滑速率可能达到 5mm/a( 江娃利等 , 2000) 。鄂尔多斯北缘断裂带是河套断陷带的南界断层 , 在地表形成断层崖 , 并左旋错断水系 , 显示了左旋正走滑断裂的活动特征 , 晚更新世以来的垂直活动速率约为 0. 3mm/a( 国家地震局 , 1988; 邓起东等 , 1999) 。河套断陷带具有左旋剪切拉张的运动特征 , NW 方向的水平伸展量达 15km 左右 ; 地震断错反映的构造应力场的主压应力轴自西向东由 NE 逐步转为 NEE 向 ( 国家地震局 , 1988) 。从断裂分布的几何学特征和运动学配套来看 , 推断狼山 - 色尔腾山断裂系及其所控制的河套断陷带是雅布赖山 - 巴音希博山左行走滑断裂带的尾部松弛构造 。2 蒙古中部活动断裂狼山以北到中蒙边界 , 缺少 6 级以上强震的分布 , 发育着对应 4 ~5 级地震震中分布带的一系列线性构造 , 呈 NE 向和近 EW 向分布 , 在晚第四纪以来无地表破裂 , 可能是东蒙古戈壁断裂546地 震 地 质 34 卷在中国境内的延伸部分 , 在上新世之前曾经与阿尔金断裂相接 ( Webb et al., 2006) 。额济纳地区 , NW、近 EW 和 NNE 走向的隐伏断层导致了该地区早更新世 —晚更世早期的 2 次构造抬升 ,或与阿尔金断裂带的第四纪活动有关 ( 迟振卿等 , 2006; Hlz et al., 2007; 吕延武等 , 2010) 。而在更北部 , 沿蒙古高原的东边缘 , 从中蒙边界的达兰扎达嘎德地区 , 向北到俄蒙边界的通京地区 , 断续发育着一系列近 SN 走向断裂 : 达兰扎达嘎德断裂系 、莫高德断裂系和库苏古尔裂谷断裂系 , 同时伴随 5 级以上的地震发生 ( Ankhtsetseg et al., 2007) 。这些断层实质是大型走滑断层的尾端构造或侧向构造 ( Bayasgalan et al., 1999; Patfeevets et al., 2007; Cunningham,2010) 。2. 1 达兰扎达嘎德断裂系在蒙古西南部的戈壁 —阿尔泰地区 , 3 条近 EW 走向的大型左行走滑断裂带 ( 南杭爱断裂带 、戈壁 - 阿尔泰断裂带 、戈壁 - 天山断裂带 ) 的东端 , 有大量的 NW 走向和近 SN 走向的断裂构造 , 对应着密集的地震活动 , 是走滑断裂带的挤压型尾部逆冲构造 , 以逆冲断层为主 , 兼具左行走滑 , 本文统称达兰扎达嘎德断裂系 (书书书图 6) 。图 6 达兰扎达嘎德断裂系构造简图( 据 Bayasgalan et al., 1999; Parfeevets et al., 2007; Ritz et al., 1995, 2003;Walker et al., 2007; Cunningham, 2010 等编绘 )Fig. 6 Tectonic sketch of Dalandzadgad Fault system( after Bayasgalan et al., 1999;Parfeevets, et al., 2007; Ritz et al., 1995, 2003; Walker et al., 2007; Cunningham, 2010) .646
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