南北地震帶北段與蒙古中部活動斷裂構造特征

黃雄南 張家聲 李天斌 劉 峰 馮 軍

1)中國地震局地質研究所，活動構造與火山重點實驗室，北京 100029

2)寧夏回族自治區地質調查院，銀川 750021

3)中國地震局應急搜救中心，北京 100039

0 引言

受西太平洋板塊、大西洋板塊EW方向上的制約，印度板塊持續向北推移在產生青藏高原東、西構造節的同時，形成了一個以喜馬拉雅造山帶為底邊，以貝加爾裂谷南端為頂點，指向歐亞大陸腹地的三角形強應變域和強震頻發區——中亞大三角地震構造域(簡稱中亞大三角)(圖1)。中亞大三角包含了中國多數的歷史強震，尤其是其邊界，1970年以來集中發生了21個7級以上強震。其東邊界南起紅河斷裂，北至貝加爾裂谷南端(100°～106°E;20°～52°N)，在地質構造上由一系列的走滑斷層、逆沖斷層和正斷層系統組成，在地震活動上表現為強震頻發的地震密集活動帶，迄今有記載的7級以上強震62次，8級以上的大地震發生過6次，曾稱為中蒙大陸中軸構造帶(馬宗晉等，1981)，在中國境內的部分又稱為南北地震帶(康來迅，1991)。

中衛-同心斷裂帶以南，中亞大三角東邊界南段的構造和地震呈現出與印度-亞歐板塊碰撞、青藏高原隆起以及向東擠出密切的關系(康來迅，1991;張家聲等，2003);北段，盡管遠離印度-亞歐板塊碰撞的邊界，依然表現出強烈的地震活動性(圖1)。南北地震帶如何向境外延伸，中亞大三角東邊界北段強烈地震活動的地質構造機制是什么，前人雖有討論(馬宗晉等，1981;Tapponier et al.，1982;張培震等，2003;嵇少丞等，2008)，但仍未充分。本研究通過總結中國境內(南北地震帶北段)和蒙古中西部及鄰區的前人研究成果，特別是近年來活動斷裂和地震構造研究的新進展，初步厘清了中亞大三角東邊界的地質構造組成，由南向北對應著:六盤山弧形斷裂帶、桌子山-賀蘭山斷裂系、狼山-色爾騰山斷裂系、達蘭扎達嘎德斷裂系、莫高德斷裂系和庫蘇古爾裂谷系等斷層系統(圖2)。本文將介紹上述斷裂系統的地質組成和地震活動性，并初步討論這些構造可能的成因機制。

圖1 中亞大三角活動斷裂和強震震中分布簡圖(根據 Levi et al.，1995;鄧起東等，2007;Parfeevets，et al.，2007;徐錫偉等，2007 編繪)Fig.1 Sketch of distribution of active faults and epicenters of strong earthquakes in the great triangular 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).

1 南北地震帶北段的活動斷裂

1.1 六盤山弧形斷裂帶

六盤山弧形斷裂帶出現在青藏高原東北緣，由一系列主體為NWW—近EW走向的左行走滑斷層，而東端為NNW—近SN走向的逆沖擠壓構造的弧形斷裂帶組成，包括:海原斷裂帶、中衛-同心斷裂帶、煙筒山斷裂帶等(圖2，3)。

圖2 中亞大三角東邊界北段斷裂構造圖(根據 Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;鄧起東等，1999，2007;Calais et al.，2003;陳立春等，2003;San′kov et al.，2004;李傳友，2005;柴熾章等，2006;遲振卿等，2006;H?lz et al.，2007;Parfeevets et al.，2007;徐錫偉等，2003，2007;Nissen et al.，2009;Cunningham，2010 編繪)Fig.2 Tectonic map of faults on the northern boundary of the great triangular seismotectonic region of central Asia(after Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;DENG Qi-dong et al.，1999，2007;Calais et al.，2003;CHEN Li-chun et al.，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).

圖3 六盤山弧形斷裂帶構造簡圖(根據鄧起東等，1989;閔偉等，1992，2001;向宏發等，1998;廖玉華等，2000編繪)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).

海原斷裂帶西起甘肅景泰縣興泉堡，東至寧夏固原縣硝口以南，總長度約240km，為大型左行走滑斷層——祁連-海原斷裂帶的東段(國家地震局，1988;鄧起東等，1989;國家地震局地質研究所等，1990;閔偉等，1991，2001a;張培震等，2003;徐錫偉等，2007)。海原斷裂帶大多數次級斷層的全新世滑動速率在5mm/a左右(國家地震局地質研究所等，1990;李傳友，2005);8 000a以來，左旋水平位移速率為6.9～9.9mm/a(鄧起東等，1999);GPS數據與全新世斷層滑動速率基本一致(甘衛軍等，2005)。古地震研究(閔偉等，2001a;張培震等，2003)表明海原斷裂帶沿次級斷裂破裂的地震事件最大震級為7.5級，沿全斷裂的破裂地震事件震級約為8.5級，距今4，600～6，300a期間曾經發生過全段破裂;1920年海原8.5級大地震的地表破裂幾乎貫穿了整個海原斷裂，是最新的一次斷裂帶全部破裂事件。

在海原斷裂帶的東南端發育著馬東山褶皺、六盤山東麓逆斷裂帶和小關山逆斷裂帶等走向近SN的擠壓構造，早更新世中晚期以來的平行于海原活動斷裂帶的總縮短量為12.4～l6.7km，與海原活動斷裂帶左旋位移總量12～14.5km大體相當，平均水平縮短速率為7.6～11.9mm/a，是海原左行走滑斷裂帶的端部擠壓型吸收調整區，全新世以來主壓應力軸為NEE向(鄧起東等，1989，1999;向宏發等，1998;謝富仁等，2000)。馬東山褶皺區夾持于海原斷裂帶的南-西華山北麓斷層與硝口-蔡祥斷層之間(圖3)，由3個走向10°～20°的背斜成左階斜列組成(總體350°)，其形成過程同時遭受了擠壓和左旋剪切作用。六盤山東麓逆斷裂帶北起硝口一帶，與海原活動斷裂帶東南段的硝口-蔡祥斷層之間以幾條左階排列的小型NW向斷層過渡，總體為近SN向的活動逆沖斷裂構造帶，第四紀以來的平均垂直位錯速率約為0.9mm/a;北端具有左旋走滑特征，平均水平位錯速率為l～3mm/a(國家地震局，1988;向宏發等，1998)。六盤山東麓逆斷裂帶向南與NW走向的隴縣-寶雞斷裂帶相接，后者導致新近系強烈擠壓變形，同時具有左旋走滑的特征，第四紀以來以區域間歇性隆起為特點，運動性質不清(國家地震局，1988)。

中衛-同心斷裂帶，西起中衛西部的小洪山，向東沿香山、天景山東北麓延伸到至同心以南，南端在固原七里營與海原斷裂帶相接，全長約200km(圖3);晚第四紀以來活動顯著，為逆-左旋走滑斷裂帶，其下切深度約20km(周俊喜等，1987;任利生等，1993;聶政等，1993;閔偉等，2001b;杜鵬等，2007)。斷裂帶最西段，全新世最大水平斷錯值為6m，平均2.9m，垂直斷錯值最大為3.4m，平均2.1m(杜鵬等，2007);中段的香山-天景山斷裂帶，為全帶晚第四紀以來最活躍的地段，以左旋水平運動為主，第四紀最大走滑位移總量約為3.2km(國家地震局，1988);東段從雙井子至同心西，走向由NW向逐漸轉為NNW—近SN向，處在中衛-同心活動斷裂帶東部尾端壓縮區，地殼縮短量＞2.3km(閔偉等，1991)。中衛-同心斷裂帶全新世平均走滑速率為2.29～2.86mm/a(李傳友，2005)，中期以來平均滑動速率為0.41～1.62mm/a，中段最大(柴熾章等，1997);中段全新世平均錯動速率為3.58mm/a(汪一鵬等，1990)。古地震的研究表明，中衛-同心斷裂帶破裂全斷裂的最大震級≥8級(約14，000a前發生1次)，分段破裂震級≤7 1/2級(全新世以來5次事件)，1709年地震可能是走滑段向擠壓段轉折部位突發破裂的結果(閔偉等，1991，2001b)。

煙筒山斷裂帶位于中衛-同心斷裂帶北側，展布于煙筒山—黑鷹灣山—窯山及清水河流域一帶，北西抵衛寧北山，南延固原市以南，主體為NW—NNW向展布(向NE突出)的弧形逆沖斷層系，延伸大約240km，寬20～30km(圖3)。其主要斷層——煙筒山-窯山東北麓斷裂為全新世活動斷裂，NW向展布于煙筒山東北麓—窯山東麓，往NW隱伏于衛寧盆地中，延伸＞80km，為左行逆沖斷層。斷層導致泥盆系、石炭系逆沖于古近系—新近系、第四系之上;在九座墳、行家窯、榆樹溝和詹家大坡等地，一系列大小不等的沖溝在通過山前斷層處發生左旋彎曲或錯動。

1.2 桌子山－賀蘭山斷裂系

桌子山-賀蘭山斷裂系總體呈近SN走向，由NNE走向的銀川地塹系、賀蘭山斷裂系和近SN走向的桌子山活動斷裂帶等組成。銀川地塹盆地的西邊界斷層賀蘭山東麓斷裂為右行正斷層，東邊界黃河斷裂向北延伸的桌子山斷裂帶和向南延伸的羅山東麓斷裂晚第四紀以來有右行走滑的證據(邢成起等，1991;閔偉等，1992;柴熾章等，1999)，最近的地震剖面勘探表明銀川盆地內的斷層成負花狀結構(趙成彬等，2009;方盛明等，2009)，推測桌子山-賀蘭山斷裂系在晚第四紀以來是一套大型的右行伸展走滑斷裂系。

1.2.1 銀川地塹系

銀川地塹系和賀蘭山斷裂系從東至西表現為地塹和地壘的構造，賀蘭山東麓斷裂構成了銀川盆地的西邊界。銀川盆地存在著NE、NW和近EW向3組斷裂，其中NE向的4條斷裂為該區的主要斷裂，即賀蘭山東麓斷裂、蘆花臺-崇崗斷裂、銀川-姚伏斷裂和黃河斷裂(圖4)。

賀蘭山東麓斷裂走向NE，傾向SE，為右行正斷層，晚更新世以來中段(蘇峪口一帶)垂直位移最大，與賀蘭山最高峰及盆地中第四紀深凹陷在對應的位置上;全新世以來最大垂向位移速率為2.1mm/a，平均垂向位移速率1.62mm/a;北段(紅果子溝一帶)最大垂向位移速率1.12mm/a，平均垂向位移速率0.88mm/a;在8個斷點獲得水平位移值為垂直位移值的2～4倍，但大量的考察點上只能測到垂直位移(國家地震局，1988)。賀蘭山東麓斷層是1739年銀川-平羅8級地震的發震斷層或主控斷層(國家地震局，1988;Deng et al.，1996;白銘學等，2005;柴熾章等，2006;方盛明等，2009)。

圖4 桌子山-賀蘭山斷裂系構造簡圖(據國家地震局，1988;柴熾章等，2006;閔偉等，1994;邢成起等，1991;趙衛明等，1992;廖玉華等，2000;趙成彬等，2009;方盛明等，2009等編繪)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).

蘆花臺-崇崗斷裂走向NE，長約80km，是傾向東的鏟形正斷層，晚更新世以來不活動(柴熾章等，2006;雷啟云等，2008)。

銀川-姚伏斷裂(銀川-平羅斷裂)，自黃渠橋南延至銀川，從銀川東部興慶區通過，走向NNE，長約66km，為向NWW陡傾的正斷層，全新世活動，且存在古地震錯動遺跡(柴熾章等，2006;雷啟云等，2008)。北段晚更新世末期以來滑動速率為0.14～0.05mm/a，自北向南斷層活動強度呈減弱趨勢(雷啟云等，2008)。

黃河斷裂北起石嘴山惠農區，向南經陶樂縣至靈武南，總體呈NNE走向，從橫城南轉為近SN走向。斷裂是銀川地塹的東邊界控制斷層，斷面傾向NW，銀川附近垂向斷錯幅度最大(國家地震局，1988)。斷裂南段為靈武斷裂，具有張性特征，產狀為向NW或W陡傾，是一條晚第四紀活動斷層，晚第四紀垂直位移速率為0.23～0.25mm/a(廖玉華等，2000)。沿斷裂中強地震活動頻繁，近代弱震和中強地震在南段西側密集成帶，以北稀少;揭示的古地震為7～7.5級(柴熾章等，2001)。

黃河斷裂向北可能與近SN走向的桌子山活動斷裂帶相接，后者展布于桌子山地區的千里山西麓和崗德爾山東、西兩麓，長度約76km，新生代以來，為擠壓-右旋走滑的性質(邢成起等，1991)。在千里溝以北，斷層近直立、或者高角度向西或東陡傾，切割晚更新世砂礫石層及黃土層，并且使沖溝右行位移，最大錯動22m，最新活動可能在全新世早期((9710±70)a BP)(邢成起等，1991)。在千里溝南，西支活動強度明顯減弱。東支斷層北段新活動較弱，南段沿崗德爾山東麓展布，活動較強，斷層切過晚更新世晚期山前戈壁(邢成起等，1991)。

黃河斷裂向南可能與羅山東麓斷裂相接，后者呈近SN走向，斷裂以西是大小羅山山脈，以東為下馬關-韋州盆地，更新世之前，向北與牛首山斷裂連為一體，表現為自西向東的逆沖(錯動晚更新世的馬蘭黃土);全新世以來，由擠壓逆沖轉變為右旋走滑，并向北與黃河斷裂連為一體(閔偉等，1992;柴熾章等，1999)。在大羅山石窯洞東側洪積臺地前緣，羅山東麓斷裂的全新世活動表現為高角度東傾的正走滑斷層(90°∠76°);斷裂最后一次錯動事件發生在(2 105±175)a，BP，近現代以來地震活動稀少(柴熾章等，1999)。羅山東麓斷裂全新世水平滑動速率為4～5mm/a，垂直滑動速率為0.44mm/a(閔偉等，1994)。在羅山東麓斷裂帶以東的青龍山—馬家灘，近SN走向的印支期-燕山期褶沖帶在喜馬拉雅期為逆沖兼右行走滑。

銀川地塹的北端，黃渠橋與惠農之間有3條南傾的EW向隱伏正斷層(國家地震局，1988)，隱伏斷層的NW方向，有橫貫賀蘭山北部的宗別立-正誼關斷裂，斷裂帶總體走向EW，中生代為右行走滑斷層，第四紀以來左旋走滑(邢成起等，1991)。該斷裂帶出賀蘭山后向東、西均有延伸，但第四紀新活動只發生在桌子山東南的楚倫翁古策溝以西的地段內，導致一系列沖溝水系左旋拐折;正誼關附近跨斷層短基線測量結果也表明斷裂帶的現代活動仍以擠壓-左旋走滑為主(國家地震局，1988;邢成起等，1991)。宗別立-正誼關斷裂東段活動性最強，最大水平錯距為1 800～2 000m，并且有距今約6，000a左右的2次古地震遺跡(邢成起等，1991)。

銀川地塹中南部有NW—NWW走向的隱伏斷層，最北一組在銀川附近，從黃河東向NW經銀川—蘇峪口進入賀蘭山，表現為偶有中強震發生的小震密集帶，盆地內的近代弱震主要局限在該斷層以南(國家地震局，1988)。在青銅峽至靈武地區，有2條隱伏的NW向活動斷層:靈武北隱伏斷層和吳忠北隱伏斷層，前者是1988年靈武5.5級地震的發震構造，為傾向SW的正斷層(趙衛明等，1992)，后者或歸屬于銀川盆地的南界斷層——NW向的三關口-牛首山東麓斷裂帶。該斷裂帶早期為逆沖斷層，第四紀以來轉為左行走滑。北段三關口一帶，早期左斜沖的NW向斷裂使古近紀地層強烈變形，而在晚期NW—NWW走向斷面上發育近水平的左行走滑擦痕;南端的牛首山東北麓地區，既發育向SW傾且錯斷下更統礫巖層的逆沖斷層，也有向NE陡傾的晚更新世活動正斷層(焦德成，2012，個人交流)。

與上述斷裂相一致，銀川盆地有3個沉降中心，分別位于平羅西、銀川北和靈武南，中部的銀川北沉降中心新生界和第四系厚度分別為7 000m和1 609m(國家地震局，1988)。最近研究(楊卓欣等，2009;方盛明等，2009)表明，銀川基底東西淺、中部深，且西陡東緩，最深處大致位于蘆花臺至西大灘一帶，埋深達7km;蘆花臺-崇崗斷裂和銀川-平羅斷裂分別于12～12.5km、18～19km深處交會于賀蘭山東麓斷裂，賀蘭山東麓斷裂于28～29km深處交會于黃河斷裂，黃河斷裂為錯斷莫霍面的深大斷裂，銀川地塹是以黃河斷裂為主，其他斷裂為輔組合而成的負花狀構造(圖4 a)。

三關口-牛首山東北麓斷裂、羅山東麓斷裂、云霧山斷裂等在更新世之前組成弧形的三關口-牛首山-云霧山斷裂帶，北段延入騰格里沙漠后形跡不清，南段經云霧山，終止于涇源縣東，長約360km(國家地震局，1988)。晚第四紀以來，這些斷層的運動性質表明該弧形斷裂帶已經解體，三關口-牛首山斷裂為左行走滑斷層(南端為正斷層)，羅山東麓斷裂為右行走滑斷層。云霧山以南，地貌上線性跡象不明顯，僅局部觀察到水系的右行扭動。推測晚第四紀之后，羅山東麓斷裂和云霧山斷裂可能與黃河斷裂一起構成銀川右旋走滑拉分地塹的主控斷層。而三關口-牛首山斷裂則與宗別立-正誼關斷裂一樣轉為左行走滑斷層，起著調整地塹兩側正斷層運動幅度的作用。

1.2.2 賀蘭山西麓斷裂帶

賀蘭山除了在東麓發育右行正斷層之外，在其西麓還發育2條近SN走向的斷層，包括沿山前陡崖發育的賀蘭山西麓斷層和發育在賀蘭山西麓晚更新世沖積扇前緣的巴彥浩特斷層。前者表現正斷兼左行運動，在北寺西北的下坡梁附近，斷層錯動上更新統的礫石層，斷層面向西陡傾(產狀:282°～296°∠60°～70°)，發育2 期擦痕，早期為左行正斷，產狀為212°∠33°，晚期為正斷層擦痕，產狀為305°∠66°。后者為向東陡傾的高傾角逆斷層，南段轉為NW走向且左行運動分量增大。北段蘇木圖地區，逆沖斷層的上盤隆起成背斜，導致更新統礫石層被剝蝕;南段與三關口斷裂相接。賀蘭山西麓斷裂帶的左行運動和賀蘭山東麓斷裂的右行運動表明，賀蘭山地塊在晚第四紀以來表現為向北偏西運動，顯示出向NW方向的掀斜抬升。

1.3 雅布賴山－巴音希博山斷裂帶東端的松弛構造:狼山－色爾騰山斷裂系

晚第四紀以來，阿爾金左行斷裂帶東端表現為一套近EW走向的左行走滑斷裂系，分布在巴丹吉林沙漠的西緣和南緣(陳文彬等，2006)。由于沙漠的覆蓋，這些斷裂向東延伸不清楚，有觀點認為阿爾金左行斷裂帶以隱伏斷裂的形式從巴丹吉林沙漠穿過(H?lz et al.，2007)，而在沙漠南緣，發育著長度超過300km的雅布賴山-巴音希博山左行走滑斷裂帶，也可能與阿爾金左行斷裂帶東端斷裂系相接。該斷裂帶西起于雅布賴山，沿山南麓向東經巴音希博山北麓，在狼山南進入烏蘭布和沙漠，總體走向70°，1959年孟根西曾發生過5.75級地震(寧夏回族自治區地質局，1980)。斷裂帶西段，主斷層沿雅布賴山南麓發育，向SE陡傾，切晚更新世沖積扇，左行水系扭動;北盤的晚古生代花崗閃長巖和早前寒武紀片麻巖大幅度抬升，形成獨特的平頂山地貌。東段多被上更新統覆蓋，局部被新近紀地層覆蓋。東端，徐力斯特烏拉至阿拉善村一線，存在較明顯的線性構造，地形上表現為NEE向的隆起，南側出露前寒武紀片麻巖、下白堊統、始新統和上更新統，北側為始新統、漸新統、中更新統和全新世沉積物，推測之間存在斷層。前人研究認為在河套斷陷帶與吉蘭泰地塹之間有近EW向的隱伏基底隆起，位于磴口至徐力斯特烏拉一線(國家地震局，1988)，可能正是雅布賴山-巴音希博山斷裂帶東延。

在雅布賴山-巴音希博山左行走滑斷裂帶東端以北，發育了狼山-色爾騰山斷裂系，主體斷層為NE走向的狼山山前斷裂和近EW走向的色爾騰山山前斷裂，是左行剪張的河套斷陷系(臨河盆地)的主控斷層(國家地震局，1988)(圖5)。

圖5 狼山-色爾騰山斷裂系構造簡圖(據國家地震局，1988;鄧起東等，1999;楊曉平等，2002;陳立春等，2003;江娃利等，2000等編繪)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).

狼山山前斷裂沿狼山東南麓展布，全長＞160km，走向55°，向SE陡傾，斷裂錯斷全新世地層，在近代迫使黃河以每年上百m的速度向南遷移，全新世斷裂垂直滑動速率為0.47～2.2mm/a(國家地震局，1988;孫愛群等，1990;鄧起東等，1999)。該斷裂以正斷層為主，北段如炭窯口附近，顯示出較明顯的右行特征;在狼山口以北切過色爾騰山山前斷裂斷續向NE基巖中延伸，同時造成水系的右行錯動，后者呈弧形合并于狼山山前斷裂北段。在狼山沿NEE向，小地震頻繁，20世紀曾發生過3次6級地震。

色爾騰山山前斷裂位于色爾騰山南麓山前，西起東烏蓋溝，向東至烏不浪口轉為SE向延伸，經大佘太至臺梁附近，全長約150km，以正斷層為主(楊曉平等，2002)，西段局部斷層陡崖發育左斜滑擦痕(國家地震局，1988)。晚更新世晚期以來，斷裂西段平均垂直位移速率為0.48～0.75mm/a，中段為0.88～1.83mm/a，東段為0.20mm/a(楊曉平等，2002;陳立春等，2003)。

在色爾騰山前斷裂帶南側，有數條左行右階排列的活動斷層:烏拉山北緣斷層、烏拉山山前斷層、大青山山前斷層、鄂爾多斯北緣斷層等。這些EW向的斷裂帶在第四紀以來以正斷運動為主，兼具左旋扭動(國家地震局，1988)。大青山山前斷裂西端全新世以來的左旋走滑速率可能達到5mm/a(江娃利等，2000)。鄂爾多斯北緣斷裂帶是河套斷陷帶的南界斷層，在地表形成斷層崖，并左旋錯斷水系，顯示了左旋正走滑斷裂的活動特征，晚更新世以來的垂直活動速率約為0.3mm/a(國家地震局，1988;鄧起東等，1999)。河套斷陷帶具有左旋剪切拉張的運動特征，NW方向的水平伸展量達15km左右;地震斷錯反映的構造應力場的主壓應力軸自西向東由NE逐步轉為NEE向(國家地震局，1988)。從斷裂分布的幾何學特征和運動學配套來看，推斷狼山-色爾騰山斷裂系及其所控制的河套斷陷帶是雅布賴山-巴音希博山左行走滑斷裂帶的尾部松弛構造。

2 蒙古中部活動斷裂

狼山以北到中蒙邊界，缺少6級以上強震的分布，發育著對應4～5級地震震中分布帶的一系列線性構造，呈NE向和近EW向分布，在晚第四紀以來無地表破裂，可能是東蒙古戈壁斷裂在中國境內的延伸部分，在上新世之前曾經與阿爾金斷裂相接(Webb et al.，2006)。額濟納地區，NW、近EW和NNE走向的隱伏斷層導致了該地區早更新世—晚更世早期的2次構造抬升，或與阿爾金斷裂帶的第四紀活動有關(遲振卿等，2006;H?lz et al.，2007;呂延武等，2010)。

而在更北部，沿蒙古高原的東邊緣，從中蒙邊界的達蘭扎達嘎德地區，向北到俄蒙邊界的通京地區，斷續發育著一系列近SN走向斷裂:達蘭扎達嘎德斷裂系、莫高德斷裂系和庫蘇古爾裂谷斷裂系，同時伴隨5級以上的地震發生(Ankhtsetseg et al.，2007)。這些斷層實質是大型走滑斷層的尾端構造或側向構造(Bayasgalan et al.，1999;Patfeevets et al.，2007;Cunningham，2010)。

2.1 達蘭扎達嘎德斷裂系

在蒙古西南部的戈壁—阿爾泰地區，3條近EW走向的大型左行走滑斷裂帶(南杭愛斷裂帶、戈壁-阿爾泰斷裂帶、戈壁-天山斷裂帶)的東端，有大量的NW走向和近SN走向的斷裂構造，對應著密集的地震活動，是走滑斷裂帶的擠壓型尾部逆沖構造，以逆沖斷層為主，兼具左行走滑，本文統稱達蘭扎達嘎德斷裂系(圖6)。

圖6 達蘭扎達嘎德斷裂系構造簡圖(據 Bayasgalan et al.，1999;Parfeevets et al.，2007;Ritz et al.，1995，2003;Walker et al.，2007;Cunningham，2010 等編繪)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).

戈壁-阿爾泰斷裂帶(又稱博格多斷裂帶)出現在3條走滑斷裂帶中央，西起于蒙古阿爾泰山南段的沙爾嘎，向東經大博格多山延伸到Artz Bogd山，全長超過670km，呈NEE—近EW向，為左行兼逆沖(圖6)。主斷層——博格多斷層60～80ka以來的最大滑移速度大約是1.2mm/a(Ritz et al.，1995)。Gurvan Bogd斷裂系對應著斷裂帶東端的走滑受限彎曲段，晚更新世至全新世的抬升速率為0.1～0.2mm/a(Vassallo et al.，2007)，晚更新世末以來的抬升速率是0.44～1.05mm/a(Ritz et al.，2003)。1957年的8.3級戈壁-阿爾泰地震導致了長度＞250km的地震破裂和平均(5±2)m水平左行走滑錯動，與多條斷層的同時破裂有關，包括博格多斷層和Gurvan Bulag逆斷層，古地震研究表明地表斷層作用的復發間隔為數千a(Florensov et al.，1963;Ritz et al.，1995;Prentice et al.，2002)。

戈壁-阿爾泰斷裂帶北部的南杭愛斷裂帶，EW長約350km，晚第四紀活動(Walker et al.，2007)。斷裂帶東端除發育受限彎曲尾端構造——巴彥洪格爾逆斷層(Bayan Hongor Fault)之外，還向NE與額吉達瓦正斷層(走向NE，傾向NW)相接。南杭愛斷裂帶東端曾經被認為是其北部的杭愛山南麓正斷層系統的一部分(Cunningham，2001)，直到近年來才被認定為大型走滑斷裂帶的端部構造;盡管杭愛地區缺少5級以上強震記錄，但南杭愛走滑斷層被認為是潛在的高震級地震的震源(Walker et al.，2007)。

戈壁-天山斷裂帶呈近EW走向分布在中蒙邊界地區，向西與中國新疆的博格達山相接，向東經戈壁—古爾班(Gobi—Gurvan)，延伸到達蘭扎達嘎德以南的中蒙邊界上，左行位錯為30～40km(Cunningham et al.，1996，2003;Cunningham，2007，2010)，其中段以走滑為主，東西端發育強烈擠壓變形的尾端構造，其西端為海拔高達4 000m以上的東天山;東端形成3條近平行的NWW走向的山體，最東端的Gurvan Sahyan嶺海拔2 825m，而周圍戈壁海拔僅1 000～1 500m。該斷裂帶東端歷史上曾經有數次5.5級以上的強震發生，震源機制解表明為左行斜沖。

Gurvan Bogd斷裂系和戈壁-天山斷裂帶之間及其以南還存在著一系列的E—NE和N—NW走向活動斷層，其中E—NE走向的斷層為左行走滑，N—NW走向的斷層為右行走滑，沿這些斷層僅有5.5級以下的小震和微震記錄(Ankhtsetseg et al.，2007;Lamb et al.，2008)。

2.2 莫高德斷裂系

北杭愛斷裂帶(又稱布爾奈斷裂帶，Bolnai Fault)是蒙古西北部最顯著的EW向斷裂之一，西起于阿爾泰山脈東麓的烏蘇固木，經罕呼奇山、杭愛山北緣，向東延伸到蒙古中部的布爾干，長約550km，是大型的左行走滑斷裂，根據1994—2002年GPS數據推算左行走滑速率達(2.6±1.0)mm/a(Calais et al.，2003)。1905年的布爾奈8.4級地震、7.9級車車爾勒格地震分別發生在其主斷層(布爾奈斷層)和NEE向的分支斷層(車車爾勒格斷層)之上，前者導致總長度約388km的地表破裂，左行走滑達8～11m，沿斷層帶有顯著的擠壓特征(Calais et al.，2003;Patfeevets et al.，2007)。北杭愛斷層東端北部以發育NE向剪切伸展型的雁列式盆地為特征，其南側還發育著數條NW和近SN走向的斷層，1967年莫高德(Mogod)7.1級地震以及其后的余震群就沿著這些斷層發生，本文稱其為莫高德斷裂系(圖7)。

圖7 莫高德斷裂系和庫蘇古爾裂谷系構造簡圖(根據 Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;Calais et al.，2003;Parfeevets，et al.，2007 等編繪)Fig.7 Tectonic sketch of Mogod Fault system and Lake Khovsgol rift system(after Levi et al.，1995;Bayasgalan et al.，1999;Calais et al.，2003;Parfeevets，et al.，2007).

1967年蒙古中部莫高德MW7.1地震和隨后的MW6.4地震，導致了顯著的地表破裂，包括長約20km的SN走向的右行走滑斷層和NW-SE走向的逆沖斷層(Baljinnyam et al.，1993;Bayasgalan et al.，1999)(圖7 b)。前者的平均水平滑動～1.5m，最大～3.2m，具有垂向分量;NW-SE走向的逆沖斷層在與前者的連接處顯示出最大的垂向運動分量3.5～5.0m，中部為2～3m，SE端位移消失(Bayasgalan et al.，1999)。而最新的研究(Rogozhin et al.，2008)表明，1967年莫高德地震的震源構造是一套斷層的擴展系統(an extended system of faults)，其地表形式包括了2組SN向和NW-SE向的破裂面以及在其他相交和平行方向上的復雜的分支斷層;探槽和填圖揭示了SN向的斷層為右行逆沖，而NW-SE向則為走滑-逆斷層，古地震研究表明在大約8，000a和160a前，相同的震源曾經發生過相同的強震。

2.3 通京斷裂帶的側向構造:庫蘇古爾裂谷系

通京斷裂帶(Tunka Fault)是中亞大三角最北端的大型走滑斷裂帶，位于俄蒙邊界附近，從貝加爾湖南端向西斷續延伸至沙諾加爾城以西，根據1994—2002年GPS數據推算左行走滑速率為(2±1.2)mm/a(Calais et al.，2003)(圖2，7)。斷裂帶控制著EW分布的通京(Tunka)盆地，盆地北界斷層(通京斷層)現今表現為左行走滑，主壓應力軸指向NE(Radziminovitch et al.，2007)。

通京斷裂帶向E與NW走向的東薩彥嶺斷裂帶和NE走向的貝加爾裂谷帶相接。前者位于西伯利亞克拉通(地臺)西界，其主控斷層(主薩彥斷層)為左行逆沖走滑斷層，全新世左行滑動速率為 3.0 ～3.1mm/a(San′kov et al.，2004;Radziminovitch et al.，2007)。貝加爾裂谷系的主控斷層(濱海斷裂)為鏟形正斷層，有較小的走滑分量，或認為左行(Levi et al.，1995)、或右行(Sherman et al.，2004)，或南北端為左行剪切、中段為純拉張(Petit et al.，2006)，裂谷NW-SE向的現今伸展速率為2～4mm/a(Calais et al.，2003;Radziminovitch et al.，2007)。通京斷裂帶、東薩彥嶺斷裂帶與貝加爾裂谷現今NW-SE向的伸展關系密切。

通京盆地以西，通京斷裂帶南側，順次發育3個近SN走向的盆地:庫蘇古爾盆地、達爾哈特盆地和Terekholsky盆地(又稱Busingol盆地)，由NNE走向的斷層所控制，向南止于北杭愛斷層的分支斷層(車車爾勒格斷層)以北，是通京斷裂帶的側向構造，稱庫蘇古爾裂谷系。裂谷斷裂系主要表現為右行正斷層，在近現代以來表現出強烈的地震活動性，和通京斷裂一樣為非常密集的中小地震分布帶，間或有6級以上的強震發生(Radziminovitch et al.，2007;Ankhtsetseg et al.，2007)。

3 討論

中亞大三角東邊界北段為強烈的地震活動帶，構造上由南向北對應著:六盤山弧形斷裂帶、桌子山-賀蘭山斷裂系、狼山-色爾騰山斷裂系、達蘭扎達嘎德斷裂系、莫高德斷裂系和庫蘇古爾裂谷斷裂系。這些斷層大體上呈近SN向分布，多具有右行走滑的運動特征，但從更大的區域范圍看，實質上是大型走滑斷裂帶的尾端構造、側向構造或者夾持于大型走滑斷裂帶之間的張扭性斷裂系統。例如，桌子山-賀蘭山斷裂系夾持于左行走滑的中衛-同心斷裂帶和雅布賴山-巴音希博山斷裂帶之間，為正斷兼右行走滑的張扭性斷裂系;庫蘇古爾裂谷系是左行走滑的通京斷裂帶的側向拉張構造，其近SN走向的正斷層有右行走滑分量。六盤山弧形斷裂帶東端的近SN向構造以逆沖兼左行走滑斷層為主，實際上是海原斷裂帶、中衛-同心斷裂帶東端的擠壓構造;達蘭扎達嘎德斷裂系則是戈壁-天山斷裂帶與戈壁-阿爾泰斷裂帶的東端擠壓構造;而根據莫高德地震斷層性質(Baljinnyam et al.，1993;Bayasgalan et al.，1999;Rogozhin et al.，2008)推斷，莫高德斷裂系也有可能為北杭愛斷裂帶東端的擠壓構造。從地質歷史來看，這些尾端構造、側向構造或者連接構造幾乎都是疊加在前新生代的斷裂構造之上，例如桌子山-賀蘭山斷裂系是疊加在晚中生代的鄂爾多斯西緣逆沖斷裂帶之上(國家地震局，1988;張家聲等，2003)。

印度-歐亞板塊碰撞是中亞大三角東邊界北段構造形成的主要動力之一(Tapponier et al.，1982;張培震等，2003;嵇少丞等，2008)，其向北強大的擠壓應力使得青藏高原、天山和阿爾泰山強烈隆升;而向東，擠壓應力通過近EW向的大型左行走滑斷裂轉換，逐漸轉化為NW-SE向的伸展(圖8)。在貝加爾—蒙古地區，這種轉換構造表現為從阿爾泰山和西薩彥嶺的擠壓造山(GPS數據顯示近SN向縮短達10mm/a)，經近EW的左行剪切構造(中部蒙古累計左行滑移速率是5.8mm/a)，向東轉換為NEE—NE向的剪張、拉張構造(貝加爾裂谷和東部蒙古NE向凹陷盆地，前者NW-SE向的伸展速率約為4mm/a，后者以4～6mm/a速度向SE移動)和NW—NNW方向的尾端擠壓構造(Calais et al.，2003;Radziminovitch et al.，2007)。而在中國阿拉善地區，青藏高原的SN向擠壓應力一部分可能沿著阿爾金斷裂帶，經雅布賴山-巴音希博山斷裂帶向東轉換，在狼山—色爾騰山地區發展成為NE—NEE向的左行剪切拉張構造;一部分構造應力沿NW—NWW向的祁連-海原斷裂和西秦嶺北緣斷裂向東傳遞，在鄂爾多斯西南緣形成NNW—近SN方向的尾端擠壓構造;位于鄂爾多斯地塊南北邊緣的兩大左行剪切系統促進了先存的近SN向的地塊邊界斷裂帶的復活，形成了近SN方向的張扭性斷裂構造:銀川地塹系。

圖8 中亞大三角中北段構造模型圖(據Calais et al.，2003;鄧起東等，2007;Barruol et al.，2008;劉明軍等，2011等編繪)Fig.8 Diagram of structural model of the central and northern great triangular seismotectonic region of central Asia(after Calais et al.，2003;DENG Qi-dong et al.，2007;Barruol et al.，2008;LIU Ming-jun et al.，2011).

印度-歐亞板塊碰撞可能不是中亞大三角東邊界北段構造形成的惟一動力。前人研究表明，蒙古西部上地幔具有低速、低密度和高溫的特征，其下存在地幔物質的上升和擴張，導致新生代乃至全新世的火山作用和地殼伸展(Windley et al.，1993;Petit et al.，2002;趙鳳民，2005;Mordvinova et al.，2007;Barruol et al.，2008;Tiberi et al.，2008;刁法啟等，2009);該地區的新構造和現代變形可能是上地幔大規模的NW-SE物質流動所引起的(San′kov et al.，2011)，上地幔物質流動所導致的歐亞北部(西部蒙古—薩彥)和阿穆爾(Amurian)板塊(東部蒙古—中國東北)相對運動，可能是相對遠離碰撞邊界的北杭愛—薩彥地區依然存在與戈壁-阿爾泰斷裂帶具有相近水平滑移速度的大型左行走滑斷裂帶的原因。而對鄂爾多斯地塊及周緣研究表明，青藏高原東北緣向NE方向推擠產生的NW-SE方向的拉張作用在深部使南北地震帶北段和河套斷陷帶下方的上地幔物質沿NW-SE方向發生了形變(常利軍等，2011);南北地震帶的北段是在上地幔局部(古老造山帶之下)各向異性的基礎上，由于青藏高原東北緣NE向的擠壓以差異運動的方式傳遞，通過南、北邊界斷裂的左旋走滑運動疊加鄂爾多斯地塊逆時針旋轉，從而形成近SN走向邊界帶的右旋正斷走滑(徐錫偉等，1994;鄧起東等，1999;劉明軍等，2011)。

綜上所述，中亞大三角東邊界北段地震構造是在印度-歐亞板塊碰撞和局部上地幔物質流動或顯著上地幔各向異性所控制的現今區域應力場條件下，沿大型走滑斷裂帶的兩側或尾端的不同方向的先存斷裂的重新活動。

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