依蘭－伊通斷裂依蘭段的新活動特征及其構造演化1

余中元韋慶海疏 鵬李文彬劉 雙

1）黑龍江省地震局，哈爾濱 150090

2）地震動力學國家重點實驗室，中國地震局地質研究所，北京 100029

依蘭－伊通斷裂依蘭段的新活動特征及其構造演化1

余中元1,2)韋慶海1)疏 鵬2)李文彬1)劉 雙1)

1）黑龍江省地震局，哈爾濱 150090

2）地震動力學國家重點實驗室，中國地震局地質研究所，北京 100029

本文綜合DEM數據、地形地貌剖面、鉆孔及地層劃分、淺層地震勘探、野外地質調查和典型地質剖面等資料，對依蘭-伊通斷裂依蘭段的新構造活動進行了研究。結果表明，依蘭-伊通斷裂西支F1-1對小興安嶺東緣控制明顯，地表陡坎微地貌相對比較發育，最新活動時代為晚更新世中晚期；東支F1-2控制了張廣才嶺的西緣，衛星影像線性異常不明顯，地表陡坎微地貌不發育，淺層地震反射剖面所揭示的上斷點埋深為45—50m，其最新活動時代為早更新世早期；中支斷裂F1-3控制了低一級的地貌面，衛星影像比較清楚，地表發育高約1—2m左右的陡坎微地貌，最新活動時代為全新世。該斷裂最新的活動性質表現為以右旋走滑運動為主，同時伴隨有比較明顯的逆沖運動分量。同時，綜合前人研究結果和本次研究結果，可將依蘭-伊通斷裂依蘭段新生代以來的構造演化劃分為五個不同的階段，即：古新世初期—古新世末期的左旋走滑擠壓階段、古新世末期—始新世中期的右旋走滑伸展階段、始新世末期—上新世末期的右旋走滑擠壓階段、上新世末期—早第四紀的右旋走滑伸展階段、晚第四紀的右旋走滑逆沖階段。這一演化過程在東北地區可能具有較好的代表性。

依蘭-伊通斷裂 依蘭段 新活動 構造地貌 構造演化

前言

郯廬斷裂帶是中國東部的一條巨型斷裂構造帶，走向北北東，南起長江北岸的廣濟地區，向北經安徽、江蘇、山東，跨越渤海，經東北三省，進入俄羅斯境內（圖1），在中國境內長達2400多km。國內外眾多地質學家對郯廬斷裂帶的形成、演化，及其與華北和華南板塊碰撞的關系、大幅度早期左旋位移量、位移階段及開始時間等許多方面進行過深入研究工作（黃汲清等，1977；陳丕基，1988；關士聰等，1991；王東坡等，1994；程捷等，1996；邵濟安等，1996；吳福元等，1999；萬天豐等，1999；王小鳳等，2000；羅志立等，2005；吳根耀等，2007；吳福元等，2008；葛榮峰等，2010）。郯廬斷裂帶不僅在中國東部大地構造上具有余中元，韋慶海，疏鵬，李文彬，劉雙，2014．依蘭－伊通斷裂依蘭段的新活動特征及其構造演化．震災防御技術，9（3）：384—399．doi：10.11899/zzfy20140305重要的地位，而且對中國東部的巖漿活動、礦產資源分布、地震活動和構造格局等都有重要的控制作用。沿郯廬斷裂帶中段發生的1668年山東郯城8?級地震，是中國東部發生的最強烈地震，直接死亡達5萬人（高維明等，1988）；1970年渤海7.0級地震和1972年遼寧海城MS7.3級地震也可能與郯廬斷裂的活動有關。

依蘭-伊通斷裂主要分布于吉林和黑龍江境內，走向約N50°E，總長約800km，是郯廬斷裂帶北段的重要分支斷裂之一（葉士忠，1989；徐嘉煒等，1992），也是劃分中蒙和中朝兩個活動地塊的重要邊界斷裂（張培震等，2003），和敦化-密山斷裂一起構成了郯廬斷裂北段的主體部分（徐嘉煒等，1992）。由于地表受到人工耕種、城鎮建設等人為改造破壞，加之植被覆蓋和雨水河流侵蝕等影響，使得該斷裂的地表構造遺跡保存很不完整，新構造、活動構造與古地震等研究工作開展的也相對薄弱，有關該斷裂地震危險性評價的基礎資料十分缺乏。傳統觀點認為，該斷裂早中更新世有過活動，晚更新世以來沒有活動，未來不太具備發生強烈地震的可能。閔偉等（2011）和Min等（2013）的最新研究成果表明，該斷裂黑龍江省通河-方正一帶距今（1730±40）a.B.P.以來產生了長約70km的地表破裂帶，相當于發生了1次MS7.5級地古地震。這些新的研究成果表明依蘭-伊通斷裂全新世以來局部地區有過強烈活動，較傳統認識（鄧起東，2007a）有較大的不同。

圖1 研究區大地構造背景（據李忠權等，2002；葛榮峰等，2010修改）Fig.1 Tectonic setting of the Songliao basin (Modified from Chi et al., 2002; Wang et al., 2007; Ge et al., 2010)

依蘭盆地地處依蘭-伊通斷裂中北部（圖1中藍框區，圖2），西接小興安嶺，東鄰張廣才嶺，地貌表現為兩山的山脈邊界受斷裂控制明顯。依蘭-伊通斷裂通過的地方發育寬約10—30km的依蘭盆地，松花江河谷在盆地中蜿蜒通過，地理位置特殊，地層發育比較齊全，小震事件相對較多，構造地貌差異明顯。本文在搜集分析前人資料的基礎上，通過數字高程地形地貌剖面、地形剖面、衛星影像解譯、斷層面小構造分析、淺層地震勘探、第四系地層分析、鉆孔聯合剖面等工作，對依蘭-伊通斷裂依蘭段的幾何學、第四紀構造變形特征與構造地貌響應進行了研究。同時根據地震反射剖面和典型地質剖面對該斷裂依蘭段新生代以來的構造演化進行了初步研究。該結果將為研究依蘭-伊通斷裂晚新生代以來的活動特征、變形機制、新構造活動和地震危險性評價等奠定一定的基礎。同時，對認識東北地區不同活動塊體的運動特征、動力學機制和中新生代東亞大陸邊緣的地質演化格局、深部地質構造、地殼演化與淺部地質響應（吳福元等，1999）等重要基礎地質科學問題也有一定意義。

1 區域地質地震背景

研究區地處松嫩地塊與佳木斯地塊交界地區（圖1），與松遼盆地同屬松嫩-張廣才嶺微板塊。受中新生代強烈的伸展作用影響，研究區具有元古代的變質基底和古生代-中新生代的沉積蓋層（汪筱林等，1994；孫加鵬等，1997；1999），以盆地形式發育，分布廣泛。依蘭-伊通斷裂斜穿張廣才嶺和小興安嶺（圖2），溝通了西部的松遼盆地和東部的三江盆地，而且具有相似的發育歷史（關士聰等，1991；王東坡等，1995；孫永傳等，1996）。盆地邊緣地層學相關研究表明（孫加鵬等，1999），松遼盆地東緣不存在邊緣相，說明該盆地可能已經延入依蘭盆地。這些研究成果都表明依蘭-伊通斷裂對張廣才嶺、老爺嶺和依蘭盆地有著明顯的控制作用，彼此之間存在著密切聯系。

研究區斷裂（圖2）主要發育北東和北西兩組。從幾何形態上看，北東向斷裂為依蘭-伊通斷裂F1，發育在依蘭盆地，主要由三支分支斷裂構成。其中，東支F1-1基本沿小興安嶺山脈東麓北東向展布，構成了小興安嶺和依蘭盆地的邊界；西支F1-2主要沿張廣才嶺西麓北東向展布，構成了張廣才嶺與依蘭盆地的邊界；中支F1-3發育于盆地中南部，西南端與東支F1-1匯合，北東方向呈撒開之勢與東西兩支平行展布，在清河鎮以西逐漸終止。北西向斷裂主要有岔林河斷裂F2、塔西-鐵力斷裂F3和勃利-神樹斷裂F4三條。其中，岔林河斷裂F2位于研究區西南端，與依蘭-伊通斷裂F1三個分支相交，東南端延伸進入張廣才嶺，西北端沿岔林河河谷展布；塔西-鐵力斷裂F3和勃利-神樹斷裂F4位于研究區的中部，其東南端和西北端分別延伸進入張廣才嶺和小興安嶺，和依蘭-伊通斷裂的東西支在依蘭盆地邊界相交穿過。受研究條件和基礎資料的限制，這些斷裂的活動性質和最新活動時代（馬杏垣，1989；鄧起東等，2007b）均不清楚。本文主要針對依蘭-伊通斷裂依蘭段的三個分支開展實際工作，并對其展布位置、活動性質和最新活動時代等進行研究。而對研究區內其他三條北西向斷裂受篇幅所限，本文不做重點研究和討論。

研究區現代地震活動性整體較弱（圖2），1970年有臺網記錄以來發生MS2.0級以上地震25個，最大震級為MS3.0級。通過文獻查閱和現場調查得知，研究區沒有破壞性地震紀錄。地震震中分布圖表明，現代地震絕大多數分布于依蘭盆地內部斷裂交匯的部位。同時，盆地西南部和中部地震事件似有叢集現象，盆地兩側的張廣才嶺和小興安嶺山區中則地震事件分布很少。這表明研究區的地震事件多可能為構造成因，震級小和數量少則可能反映了斷裂活動不是很強。

圖2 研究區構造地貌及主要工作實際材料圖Fig. 2 Faults and tomography of the study area

2 依蘭-伊通斷裂依蘭段新活動特征

2.1 數字地形地貌高程所反映的斷裂新活動特征

數字高程模型（Digital Elevation Models，DEM）是地形起伏的數字表達，自20世紀90年代以來一直積極推動著構造地質學和傳統地貌學的復興和發展。在有斷裂活動的地區，跨斷層的高程地形地貌剖面能反映斷層長期活動所造成的地形地貌差異。本文研究區地貌單元比較豐富，高程差異相對明顯。因此，本文利用90m×90m分辨率SRTM的DEM數據，對研究區跨斷裂的高程地形地貌進行了研究，以期得到依蘭-伊通斷裂的長期活動及新活動對地貌單元和地形高程的控制情況（地貌剖面位置見圖2中的L1-L1’、L2-L2’和L3-L3’；研究結果見圖3）?？紤]到SRTM90m的DEM數據精度的局限性，本研究又基于1:5萬比例尺精度的地形圖，補充了3條高精度的高程地形剖面（剖面位置見圖2中的A-A’、B-B’和C-C’；研究結果見圖4）。

基于研究區DEM數據的地形地貌剖面（圖3）可知，依蘭-伊通斷裂依蘭段F1對研究區地貌控制顯著，高程差值明顯（表1）。首先，圖3中的L1-L1’、L2-L2’和L3-L3’都清楚表現出分級的地貌特點，即西部小興安嶺構成第一級地貌面，地貌高程值最高，普遍在200—900m之間；東部張廣才嶺構成第二級地貌面，地貌高程值普遍在200—600m之間；中部依蘭盆地高程值普遍偏低，約在80—150m之間，構成第三級地貌面。其次，依蘭-伊通斷裂的東西兩個分支F1-1和F1-2分別構成了不同級地貌面的分界線。如在圖3中的L1-L1’地形地貌剖面中，依蘭-伊通斷裂西支F1-1控制了西部小興安嶺地貌面的東緣和中部依蘭盆地地貌面的西緣，受斷裂逆沖作用影響，地貌面高差達到近200m；依蘭-伊通斷裂東支F1-2控制了東部張廣才嶺地貌面西緣和中部依蘭盆地地貌面的東緣，受斷裂正斷作用影響，盆地不斷下沉，山脈持續隆升，形成約100m的地貌高差。另外，圖3中的L2-L2’和L3-L3’地形剖面都橫切穿過依蘭-伊通斷裂中支F1-3。需要注意的是，雖數據精度有限，但仍清晰可見的是，在依蘭盆地內部和中支斷裂F1-3交匯的地方，斷裂兩側又構成兩級新地貌面，形成明顯的地形高差（圖3中L2-L2’和L3-L3’剖面）。

在夜間無列車運行時段，雜散電流監測裝置測得的是參比電極的本體電位，在白天列車運行時段，測得的是參比電極與鋼筋的電壓，將該電壓減去夜間測得的參比電極的本體電位，即得到鋼筋極化電壓的正向偏移值，將此偏移值進行30 min平均值計算，并將計算的平均值作為判斷雜散電流腐蝕是否超標的依據[7]。因此，在雜散電流腐蝕防護工程中，將參比電極作為測量鋼筋極化電壓的基準，對于極化電壓測量的準確性起著至關重要的作用。當參比電極出現異?；驌p壞情況時，所得到的極化電壓值亦會出現錯誤。

圖3 研究區地形地貌剖面圖（基于DEM數據）Fig. 3 Topographic sections of the study area (from DEM data)

圖4 研究區地形剖面圖（基于1:5萬地形圖）Fig. 4 Topographic sections of the study area (from 1:50000 topo map)

基于1:5萬比例尺地形圖精度的地形剖面（圖4）分析可知，依蘭-伊通斷裂依蘭段F1在盆地邊緣和內部對地貌的控制作用表現的更加顯著，特別是構成了更加明顯的不同級地貌面，地貌面之間的地貌高差顯著不同（表1）。如圖4中的A-A’地形剖面和依蘭-伊通斷裂中支F1-3相交，在南樓處形成約2m的地形高差；又如圖4中的B-B’地形剖面和依蘭-伊通斷裂中支F1-3及西支F1-2相交，在二站水庫和達連河鎮分別形成5m和4m左右的地形高差；然而，圖4中的C-C’地形剖面和依蘭-伊通斷裂東西F1-1與F1-2兩個分支分別相交，在永安屯和依蘭采石場分別形成了約30m和50m的高差。此外，該剖面橫穿依蘭盆地，但在盆地內部沒有見到明顯的地貌地形高差，這可能反映出依蘭-伊通斷裂中支F1-3沒有延伸進入該區。

綜合如上兩種不同精度地形地貌剖面分析結果（表1）可知，依蘭-伊通斷裂西支F1-1和東支F1-2控制了區域性大地貌，不同級地貌面的高差值均超過了100m，最高值約200m。西支F1-1兩側的地貌高差值大于東支F1-2兩側的地貌高差值，這可能反映出兩支斷裂活動持續時間的不一致，或者是活動幅度和活動速率不一致。不同的是，中支斷裂F1-3控制了低一級的地貌面，不同級地貌面高差值最高為5m，最低達2m，這可能反映出中支斷裂F1-3活動幅度或者活動速率較西支F1-1和東支F1-2更小，或者是其活動時代更新。此外，依蘭-伊通斷裂中支F1-3可能只發育在盆地西南，并沒有延伸進入盆地中北部。

表1 不同級地貌面高程差一覽表Table 1 The elevation of different geomorphic surface

2.2 淺層地震反射剖面揭示的斷裂特征

淺層地震勘探是探測研究地殼淺部結構與構造的一種有效的地球物理勘探方法，特別是基于可控震源信號相關以及“小道間距、小偏移距、多通道和高頻檢波器接收的多次覆蓋技術”的淺層地震反射波勘探方法，是隱伏活動斷層探測的主要技術手段（劉保金等，2002；2008；鄧起東等，2007b；何正勤等，2007；中國地震局，2009）。本次工作在研究區針對依蘭-伊通斷裂東支斷裂F1-2布設了4條淺層地震測線（分布位置見圖2），累計長度約20km，剖面解釋結果見圖5。

淺層人工地震反射所反映的斷層幾何學特征總體一致。具體來看，D-D’剖面揭示出沙河子地區兩條斷裂（圖5左上）走向均為北東，傾向北西，傾角約70°。西南屯E-E’剖面揭示（圖5右上）該斷裂由一條主干斷裂及三條傾向相反的伴生斷層構成。主干斷裂傾向北西，傾角約40°，三條伴生小斷裂傾向南東，傾角約45°，向下約在0.8s處歸并至主干斷裂。達連河F-F’剖面揭示出3條斷裂（圖5左下）走向一致，傾向不同。東南屯G-G’剖面揭示出一條斷裂（圖8），傾向北西，傾角約45°。

在活動特征上，淺層人工地震反射所揭示的特征表現為主干斷裂均為正斷層。切割深度均發育在中生代末期的地層中，錯距尤其以東南屯G-G’剖面中最大。此外，最新活動時代總體上在第四紀時期活動比較微弱，西南屯E-E’剖面和達連河F-F’剖面反映出該斷裂在早中更新世可能有過活動，其他兩條剖面揭示斷裂活動可能只是持續到新生代早期，推測并未進入第四紀。

圖5 淺層地震反射剖面探測結果解釋圖（左上：沙河子D-D’淺層人工地震反射剖面；右上：西南屯E-E’淺層人工地震反射剖面；左下：達連河F-F’淺層人工地震反射剖面；右下：東南屯G-G’淺層人工地震反射剖面）Fig. 5 Interpretation of shallow artificial seismic reflection profile (top left: profile D-D’ in Shahezi village; top right: profile E-E’ in Xilan village; low left: profile F-F’ in Dalianhe village; low right: profile G-G’ in Donglan village)

研究區地層分布（圖6）比較簡單，從老到新主要為晚白堊紀的砂巖（K2）和燕山晚期的花崗巖（γ5）、老第三紀泥巖、第四系。其中，晚白堊紀的砂巖（K2）埋藏最深，燕山晚期的花崗巖（γ5）與老第三紀泥巖在圖6東側呈斷層接觸。中段，燕山晚期的花崗巖（γ5）與老第三紀泥巖也可能呈斷層接觸。第四系地層主要分布在松花江的T1、T2和T3三級地貌面上。T1地貌面為松花江I級階地，成分主要由全新統粉細砂構成，厚約7m。T2地貌面為松花江II級階地，成分主要由上更新統黃土和粘土構成，厚約13m。T3地貌面為松花江III級階地，主要由中更新統黃土和砂礫石夾粉細砂構成，厚約20m。下更新統不整合上覆于老第三紀之上，主要巖性為橄欖玄武巖、橄欖粗玄武巖及安山巖。圖6剖面通過的地方下更新統厚度太薄，約2—3m，受圖件比例尺約束，且不影響對依蘭-伊通斷裂東支F1-2依蘭段的活動性評價結果，因此圖中未標出本套地層。綜合本地區的地層特征，對本研究工作所開展的四條淺層人工地震反射剖面綜合解釋判斷如下。

圖6 達連河-清河林業局第四系剖面（據黑龍江省區域地質志修編）Fig. 6 Geological cross-section near Dalianhe to Qinghe forestry bureau (modified from regional geology of Heilongjiang province)

沙河子D-D’剖面揭示的依蘭-伊通斷裂東支F1-2主干斷裂上斷點埋深位于0.2s位置（圖5左上），相當于地表以下80—85m深度，該深度所對應的地層為下更新統的底界和始新統達連河組泥巖的頂界，綜合判定其最新活動時代為始新世末期。西南屯E-E’剖面揭示的依蘭-伊通斷裂東支F1-2主干斷裂上斷點埋深位于0.09s位置（圖5右上），相當于地表以下45—50m深度，該深度所對應的地層為下更新統，綜合判定其最新活動時代為早更新世早期。達連河F-F’淺層人工地震反射剖面所揭示的依蘭-伊通斷裂東支F1-2主干斷裂上斷點埋深位于0.1s位置（圖5左下），相當于地表以下50m深度，該深度所對應的地層為下更新統，綜合判定其最新活動時代為早更新世早期。東南屯G-G’淺層人工地震反射剖面揭示的依蘭-伊通斷裂東支F1-2主干斷裂上斷點埋深位于0.11s位置（圖5右下），相當于地表以下55—60m深度，該深度所對應的地層為下更新統底界，綜合判定其最新活動時代為始新世末期和早更新世早期。因此，綜合這四條剖面的判斷結果可知，依蘭-伊通斷裂東支F1-2依蘭段上斷點埋深位最淺位于0.09s位置，相當于地表以下45—50m深度，最新活動時代為早更新世早期。

此外，研究區內有關該斷裂的探槽古地震研究工作開展的不是很多，取得的研究成果很新而且都和傳統認識很不相同（閔偉等，2011；Min等，2013）。眾所周知，古地震研究在活動構造研究和地震危險性預測中被認為是最有成就的前緣領域（Sieh，1984；Wallace等，1984；Schwartz等，1984；1986；Crone等，1987；Zhang等，1988；Yeats等，1997；閔偉等，2000；鄧起東等，2000；張培震等，2003；2008）。本文在高分辨率衛星影像解譯的基礎上，橫跨本斷裂開挖了三個探槽，探槽分布位置見圖2，結果另文發表。但結合這些結果和前人結果（閔偉等，2011；Min等，2013）可知，依蘭-伊通斷裂西支F1-1地表陡坎微地貌相對比較發育，衛星影像異常不很清楚，最新活動時代為晚更新世中晚期（約20—60ka之間）；東支F1-2衛星影像異常不清楚，地表陡坎微地貌不發育，可能晚更新世以來不活動；中支斷裂F1-3衛星影像非常清楚，地表發育高約1—2m左右的陡坎微地貌，其最新活動時代為全新世。

2.3 依蘭-伊通斷裂依蘭段新活動特征綜合分析

綜合本文對依蘭-伊通斷裂依蘭段新活動特征的研究結果，分析認為該斷裂具備如下特征：

（1）幾何特征。依蘭-伊通斷裂依蘭段平面的幾何結構特征表現為三支斷裂近平行展布。其中，西支F1-1與東支F1-2走向基本一致，均為N45°E左右走向，對小興安嶺東邊界和張廣才嶺西邊界控制作用比較強烈。斷裂平面展布形跡受北西向斷裂活動影響明顯，交匯的地方斷裂走向彎曲程度比較明顯。中支F1-3發育于盆地中南部，西南端與東支F1-1匯合，北東方向呈撒開之勢與東西兩支平行展布，在清河鎮以西逐漸終止。深部剖面表現出正花狀構造，三條分支斷裂上部花狀撒開，構成寬約15—25km的斷裂帶，下部逐漸歸并。

（2）活動時代。綜合數字地形高程剖面、探槽古地震和淺層人工地震反射研究結果認為，依蘭-伊通斷裂西支F1-1對小興安嶺東緣控制明顯，地表陡坎微地貌相對比較發育，最新活動時代為晚更新世中晚期（約20—60ka之間）；東支F1-2對張廣才嶺西緣控制明顯，衛星影像線性異常不清楚，地表陡坎微地貌不發育，淺層人工地震反射所揭示的上斷點埋深位最淺位于0.09s位置，相當于地表以下45—50m深度，最新活動時代為早更新世早期；中支斷裂F1-3控制了低一級的地貌面，衛星影像比較清楚，地表發育高約1—2m左右的陡坎微地貌，最新活動時代為全新世。

（3）活動性質。綜合地表微地貌特征、探槽結果（位置見圖2）和淺層人工地震反射研究結果認為，該斷裂最新活動性質以正斷層為主，海豚效應（夏義平等，2007；萬桂海等，2009；胡玉芬等，2010）明顯，傾向不一致。同時結合該地區當前總體的北東東向構造應力場（黃汲清等，1977；孫曉猛等，2010）和其他學者的研究結果（Min等，2013）可知，該斷裂依蘭段的最新活動性質表現為右旋走滑運動為主，同時伴隨有比較明顯的逆沖分量。

3 依蘭－伊通斷裂依蘭段新生代以來構造演化特征初探

近20余年，諸多專家學者對依蘭-伊通斷裂的活動時代、不同時代斷裂帶性質以及構造演化序列的研究取得了豐富的成果，但也存在諸多頗有爭議的科學問題。其中，依蘭-伊通的構造演化序列問題一直爭論不休，其爭論的焦點主要集中在對郯廬斷裂帶北段延伸的地理分布及其演化序列和過程。部分學者（黃汲清等，1977；徐嘉煒等，1992；張宏，1994；萬天豐等，1996a；朱光等，2002；張慶龍等，2005）認為，依蘭-伊通斷裂是郯廬斷裂北段重要分支；部分學者（陳丕基，1988；萬天豐，1996b；孫加鵬等，1999；羅志立等，2005；吳根耀等，2007；姚大全等，2012）卻持相反觀點，而且彼此對該斷裂的構造演化過程更是百家爭鳴。

筆者綜合分析這些資料發現，這些爭論均是立足于斷裂中生代的活動特征和演化序列開展，而十分缺乏新生代活動特征的資料，特別是關于該斷裂新生代以來的構造活動和構造演化序列的相關討論研究非常少。近年來，雖然不少學者（王小鳳等，2000；張慶龍等，2005；朱光等，2006；唐大卿等，2009；2010；葛榮峰等，2010）針對這一問題開展過研究，但受研究區野外現象和研究手段的限制，科學認識仍存爭議。其中，比較有代表性的如孫曉猛等（2010）將依蘭-伊通斷裂的構造演化劃分五個階段，認為最后的兩個階段變形發生在新生代早期，即古近紀早中期發生右旋走滑斷陷和古近紀末期發生構造反轉。又如王書琴等（2012）通過構造樣式和地層關系匹配研究，認為依蘭-伊通斷裂古近紀運動表現為右旋走滑和伸展的雙重特征；在漸新世末期古近紀發生了構造反轉變形。

本文研究區依蘭盆地地處依蘭-伊通斷裂北段，老第三紀地層發育，關于該斷裂新生代構造演化方面的地質證據和研究認識很少。本次野外地質調查中發現了典型剖面多處，筆者挑選出比較有代表性的剖面（圖7）進行了重點分析和研究，以期在對依蘭-伊通斷裂新生代活動特征的研究基礎上，能對該斷裂新生代以來的構造演化過程有所啟示和幫助。

該剖面地處達連河煤礦正在開采的礦坑中（圖7），所發現的兩個典型剖面（圖7a和圖7b）均發育在地下70m左右的古近紀近地層中（注意圖7中公路上的礦車比例尺），主要巖性為古新統（E1）和始新統（E2）達連河組的泥巖和泥沙巖，顏色灰白，水平層理發育，是達連河煤礦主要的產煤層。下更新統上覆于古近紀達連河組之上，兩者之間不整合接觸。另外，本地區發育燕山晚期的花崗巖（圖7a），主要礦物成分為白云母、長石和少量黑云母，顏色以灰白為主，巖體完整程度較好?，F有研究（吳福元等，2003；2008；楊進輝等，2008）表明，東北地區燕山晚期花崗巖主要和西太平洋俯沖帶的后撤、早期加厚巖石圈的減薄等伸展構造體系有關。

圖7a位于圖7中的左側插圖范圍，剖面方向315°。該剖面揭示的主要構造現象為發生在古新世末期（E1）和始新世初期（E2）的伸展作用，主要表現為古新世達連河組地層與燕山晚期花崗巖之間為斷層接觸，斷層面傾向南東，傾角約70°。其中，古新世達連河組地層（E1）發生明顯的正斷變形，地層拖曳變形現象非常明顯。而且，隨著距離斷層面距離的逐漸變遠，地層傾角也逐漸變小。靠近主斷層面的地方，地層傾角約60°；而遠離斷層面的地方，地層傾角逐漸趨于水平。燕山晚期花崗巖上垂直擦痕明顯。需要注意的是，始新世達連河組地層（E2）與古新世達連河組地層（E1）之間構成角度不整合，始新世達連河組地層（E2）產狀近水平（圖7a）。這表明，在古新世末期曾發生過較大規模的張性正斷作用，造成古新世達連河組地層（E1）發生拖曳變形，但可能在始新世初期（E2）就已終止，始新世達連河組地層（E2）產狀水平，沒有遭受構造變形的影響和擾動。

圖7b位于圖7中的右側插圖范圍，剖面總體方向50°。該剖面長約30m，揭示的主要構造現象為擦痕線理構造（圖7b，注意圖中的標桿比例尺，該尺高2m）?，F場調查發現，該剖面中擦痕清楚，同時發育有和擦痕相垂直的階步。其中，依據產狀的區別，可以將擦痕區分為兩期不同時期的構造變形，同時根據斷層面上所發育的階步也輔助證明這兩期不同時期的變形作用。本文挑選了典型的擦痕，并大比例尺的放大（圖7c-7e），進行重點分析研究。

圖7c中的斷層面傾向約153°，傾角約86°，其上發育的擦痕側伏角約16°，側伏向南西；圖7d中的斷層面傾向約135°，傾角約75°，其上發育的擦痕側伏角約40°和5°，側伏向南西；圖7e中的斷層面傾向約132°—198°，傾角約70°—82°，其上發育的擦痕側伏角約21°和90°，側伏向南西。將這九個點的測量結果進行統計，如表2所示。

圖7 達連河煤礦變形特征剖面位置圖（插圖：7a：古近系達連河組變形剖面；7b：擦痕剖面；7c-7e：典型擦痕局部放大圖）Fig 7 Location profiles showing structure deformation in Dalianhe coal mine

統計結果（表2）表明，斷層面走向雖局部有變化，但整體走向為40°—50°，傾向為南東方向，傾角均大于70°。同時，根據產狀可將斷層面上發育的擦痕分為兩組，一組為側伏角小于40°；另一組側伏角為90°。根據現場擦痕面特征，可判斷認為這兩組不同產狀的擦痕代表了兩期不同時代和不同性質的構造運動。其中，較早的一期發育在E1末期，斷層表現出左旋走滑兼逆沖的性質，剖面上伴隨有規模較大的擠壓和走滑特征（圖7c、圖7d）；較晚的一期發育在始新世初期，斷層表現出傾滑運動，剖面上表現出明顯的階步（圖7e）。此外，現場剖面（圖7a）中古新世達連河組地層（E1）多發育明顯的地層拖曳現象，即是較晚一期構造變形最直接的地層變形響應。此后，始新世初期，地層仍然受該變形過程控制，但力量逐漸微弱。

表2 斷層面和擦痕產狀測量結果一覽表Table 2 Measurements of fault surface and striation

始新世末期和漸新世初期，該地區發生構造反轉，直接的地質表現就是研究區缺乏漸新統地層（黑龍江省地質礦產局，1993），這指示著該地區在始新世末期發生了強烈的構造反轉，斷層活動表現為走滑兼正斷性質。研究區漸新統地層的缺失和實際開展的地球物理勘探（圖5）更是直接證明了這一推斷性認識。

進入第四紀之后，該地區的構造變形主要經歷了兩期構造變形。早中更新世，斷層以伸展運動為主，發育張性斷層；晚更新世以來，斷層發生構造反轉，發育諸多逆斷層和與之相伴生的地層褶皺變形。地形剖面、探槽結果（閔偉等，2011）以及第四系剖面分別證明了這兩期的構造變形過程。但受資料的限制，第四紀以后該斷裂依蘭段是否有比較明顯的走滑運動及其運動方向，尚不得而知，需要開展進一步工作。

因此，綜合前人研究結果，并結合盆緣露頭、盆地內部地層發育情況、不整合面形態、巖性特征、鉆孔資料、擦痕線理特征、斷裂及其對地層的影響、地球物理勘探和探槽結果（閔偉等，2011），將依蘭-伊通斷裂依蘭段新生代以來的構造演化劃分為五個不同的階段，即：古新世初期-古新世末期的左旋走滑擠壓階段、古新世末期-始新世中期的右旋走滑伸展階段、始新世末期-上新世末期的右旋走滑擠壓階段、上新世末期-早第四紀的右旋走滑伸展階段、晚第四紀的右旋走滑逆沖階段（見圖8）。但是，關于這五個階段的劃分，筆者覺得有兩個問題需要討論說明。第一個問題是關于斷裂新生代走滑運動方向的確定，筆者除了對老第三紀在研究區發現比較明顯的證據外，其他的則分析和參考了前人的研究成果（王小鳳等，2000；朱光等，2006；吳根耀等，2007）。第二個問題是關于該斷裂五階段的劃分結果同該斷裂伊通段的構造演化特征研究結果非常吻合（唐大卿等，2010）。另外，東北地區其他區域性斷裂如大安-德都斷裂和四平-哈爾濱斷裂的部分段落也發現了類似的構造演化和變形特征（李思田等，1987；水谷申治郎等，1989；張庸等，1995；邵濟安等，1996；吳福元等，1999；徐漢林等，1999；張慶龍等，2005；孫曉猛等，2007；劉俊來等，2008；葉高峰等，2009；葛榮峰等，2010；孫曉猛等，2010；王書琴等，2012；趙成斌等，2013）。這也說明該斷裂在同一個區域構造應力場和構造背景影響下，區域性的北東向斷裂其演化特征具有一定的相似性和可比較性。因此，這一演化過程可能在東北地區具有比較好的代表性。

圖8 依蘭-伊通斷裂依蘭段新生代以來的構造演化卡通圖Fig. 8 Cartoon illustrating tectonic evolution of Yilan segment of the Yilan-Yitong faults in Cenozoic era

4 結果和討論

本文綜合DEM和大比例尺地形地貌剖面、鉆孔及地層劃分資料、淺層人工地震勘探、野外地質調查和典型地質剖面綜合研究認為，依蘭-伊通斷裂西支F1-1對小興安嶺東緣控制明顯，地表陡坎微地貌相對比較發育，最新活動時代為晚更新世中晚期；東支F1-2對張廣才嶺西緣控制明顯，衛星影像線性異常不清楚，地表陡坎微地貌不發育，淺層人工地震反射所揭示的上斷點埋深位最淺位于0.09s位置，相當于地表以下45—50m深度，最新活動時代為早更新世早期；中支斷裂F1-3控制了低一級的地貌面，衛星影像比較清楚，地表發育高約1—2m左右的陡坎微地貌，最新活動時代為全新世。該斷裂最新的活動性質表現為右旋走滑運動為主，伴隨明顯的逆沖運動分量。

綜合前人研究結果和本次研究結果，可將依蘭-伊通斷裂依蘭段新生代以來的構造演化劃分為五個不同的階段，即：古新世初期—古新世末期的左旋走滑擠壓階段、古新世末期—始新世中期的右旋走滑伸展階段、始新世末期—上新世末期的右旋走滑擠壓階段、上新世末期—早第四紀的右旋走滑伸展階段、晚第四紀的右旋走滑逆沖階段。這一演化過程在東北地區可能具有較好的代表性。

致謝：中國地震局地質研究所閔偉研究員、周本剛研究員、尹功明研究員和中國地震局地震預測研究所田勤儉研究員指導了野外現場地質調查工作。中國地震局地質研究所張會平副研究員指導了構造地貌的相關分析研究，魏占玉助理研究員參與了本文擦痕線理的野外工作。黑龍江省地震局工程院趙斌、馬艷春、楊建飛三位工程師參與了本文中的淺層人工地震反射現場工作，其解譯結果同中國地震局物探中心劉保金研究員、石金虎高級工程師進行了請教和討論。審稿專家提出了寶貴的建議。謹致謝忱。

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The Neotectonic Characteristics of Yilan Segment of the Yilan-Yitong Fault and Its Tectonic Evolution

Yu Zhongyuan1,2), Wei Qinghai1), Shu Peng2), Li Wenbin1)and Liu Shuang1)

1) Heilongjiang Earthquake Administration, Harbin 150090, China
2) State key laboratory of earthquake dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China

Based on the synthesized research on high precision DEM (Digital Elevation Models), large scale topography profile, shallow artificial seismic reflection, well drilling, field geological investigation and typical geological profile, we found that the west branch of Yilan-Yitong fault F1-1 controlled the east edge of Xiaoxing’an Mountains, the surface scarp microtopography was developed relatively clearly, its latest activities occurred in Middle-late stage of late Pleistocene. The west branch of Yilan-Yitong fault F1-2 that has great impact on the growth of Zhangguangcai Mountains, however, shows neither clear satellite image anomalies nor surface scarp microtopography. Furthermore, the shallow artificial seismic reflection detection revealed that the shallowest depth of breakpoint is from 45 to 50 meters depth below the surface, which proved that its latest activities occurred in early Pleistocene. Additionally, the middle branch of Yilan-Yitong fault F1-3 which controlled the development of lower geomorphic surface has very clear satellite image anomalies, and 1—2m high surface scarp microtopography could be seen in the surface, which proved that the latest activities time of the fault is Holocene. We also found that the latest activity properties of Yilan segment of the Yilan-Yitong faultis dominated by dextral strike-slip movement accompanied by obvious thrust motion component. Combining previous studies with our current results, we divided the Cenozoic tectonic evolution of Yilan segment of the Yilan-Yitong fault into five stages: left-lateral and uplift period (Early Paleocene –late Paleocene), right lateral and extension period (late Paleocene-middle Eocene), right lateral and uplift period(late Eocen—late Pliocene), right lateral and tension period (late Pliocene—early Quaternary), and right lateral and uplift period (since late Quaternary). Such tectonic evolution feature is much representative in northeast region of China.

Yilan-Yitong fault; Yilan part; Neotectonics; Structural landform; Tectonic evolution

中國地震局地震科技星火計劃項目“依蘭-伊通斷裂黑龍江段新活動的幾何展布圖像研究”（編號：XH14018Y）資助

2014-02-23

余中元，男，生于1982年。工程師。主要從事新構造與活動構造、工程地震方面的研究。E-mail：yuyangzi 9811@126.com