青藏高原東緣虎牙斷裂晚第四紀活動特征*

劉華國，李 峰，張效亮，賈啟超，龔 飛

(中國地震災害防御中心，北京 100029)

0 引言

2017年8月8日21時19分在四川阿壩州九寨溝縣附近(33.2°N，103.82°E)發生7.0級地震，震中位于岷江斷裂、虎牙斷裂和塔藏斷裂所圍限的岷山斷塊。

岷山斷塊地處由印度板塊和歐亞板塊匯聚作用形成的青藏高原東部邊緣，是新構造運動以來強烈隆升的斷塊山地，其動力源于青藏高原物質由西向東擠出的蠕散運動(馬杏垣等，1989；鄧起東等，1994；Tapponnieretal，2001)。虎牙斷裂作為岷山斷塊的東邊界，位于巴顏喀拉地塊向摩天嶺地塊過渡地帶，屬于高、中山的地貌分界線(趙小麟等，1994；周榮軍等，2000；李峰等，2017，2018)。同時，虎牙斷裂也是東昆侖走滑斷裂東端的擠壓轉換構造系的重要組成部分(徐錫偉等，2003；Kirbyetal，2007)，其地震活動頻繁。有史料記載以來，沿岷山斷塊邊界斷裂曾發生過多次6.0～7.2級強震，是我國南北地震帶的重要組成部分。

近年來，國內外學者通過地質地貌調查、應力場特征分析、GPS觀測結果、全球臺站記錄及地震活動圖像等方法，先后對虎牙斷裂的力學性質與分段、垂直與水平滑動速率、河流下切速率、地殼縮短率、1976年松潘—平武強震序列的應力觸發過程、烈度及震害分布特點等進行了研究與探討(朱皆佐，江在雄，1978；Jonesetal，1984；趙小麟等，1994；錢洪等，1995；唐文清等，2004；周榮軍等，2006；朱航，聞學澤，2009；王康，沈正康，2011；屈勇，朱航，2017；孟慶筱，黨學會，2018)。其中，鄧起東等(1994)和趙小麟等(1994)認為虎牙斷裂是一條第四紀逆沖斷裂；但也有研究者認為該斷裂以走滑為主，兼有逆沖性質(Jonesetal，1984；徐錫偉等，2005；周榮軍等，2006)；王康和沈正康(2011)則認為該斷裂以逆沖為主，兼有左旋走滑分量，并根據GPS資料獲得其地殼縮短速率為2 mm/a。唐文清等(2004)利用GPS資料研究認為虎牙斷裂表現為壓扭性右旋走滑性質，并以小河為界將其分為南北兩段，北段向東傾，傾角較大；南段向西傾，傾角較小。朱航和聞學澤(2009)綜合震源機制解等資料認為以黃龍和小河為界，可將虎牙斷裂分為北、中、南3段，北段走向北西，以左旋走滑為主，中、南段為近南北向，具有左旋走滑兼逆沖性質。綜上分析，前人關于虎牙斷裂性質和分段仍然存在較大分歧。除此之外，關于虎牙斷裂的運動速率的認識也存在一定差異，趙小麟等(1994)根據古城鎮虎牙斷裂穿過涪江河流階地的拔河高度和階地年齡，獲取的涪江下切速率小于1 mm/a，初步估算涪江抬升速率小于1 mm/a。周榮軍等(2006)利用夷平面高度與出露地層年齡給出了虎牙斷裂第四紀以來平均垂直滑動速率為0.5 mm/a，利用河流階地垂直位錯及階地年齡給出其晚更新世以來平均垂直滑動速率為0.3 mm/a，利用洪積扇位錯及年齡計算獲取其晚第四紀以來的平均水平滑動速率為1.4 mm/a。

關于虎牙斷裂的研究結果出現諸多分歧的原因在于研究區位于高山峽谷區，野外工作受交通條件的限制，研究程度一直不夠深入。基于此，本文結合高分辨率遙感解譯、地質地貌和震害調查、微地貌測量、古地震探槽開挖及小震反演斷層面等方法，分析虎牙斷裂晚第四紀活動特征及其地震危險性，進一步討論1976年松潘—平武地震和2017年九寨溝地震的發震構造模型。

1 地震構造背景及歷史地震

在1∶20萬平武幅地質圖上(四川省地質局第二區域地質測繪隊，1977)，虎牙斷裂走向北北西，傾向東，南起平武縣銀廠溝一帶，向北經土橋、虎牙、小河，被雪山斷裂所截切后，可能繼續向北西方向延伸。九寨溝地震的余震精定位結果顯示，該斷裂繼續向北西延伸至九寨溝附近，可能與東昆侖斷裂相交(徐錫偉等，2017)。虎牙斷裂西側沉積了石炭—二疊系灰巖和三疊系復理石建造，東側卻缺失這些地層，推測其晚古生代—晚三疊世中期可能是一條同沉積斷層，在晚三疊世晚期轉變為逆斷層(鄧起東，1994)。

虎牙斷裂作為岷山斷塊的東邊界斷裂，其兩側的地形起伏度大，地貌明顯不同。該斷裂以西為岷山塊體內部，山頂面連綿起伏，夷平面海拔為4 200～4 500 m，雪寶鼎最高達5 500 m，為涪江和岷江的分水嶺；以東為中低山區，地表中等切割，保存有海拔3 200～3 500 m的夷平面，最高峰可達4 000余米。因此，新生代以來虎牙斷裂自西向東逆沖，將東西兩側的夷平面斷錯1 000 m左右。涪江源頭至小河一帶，河床坡度大，河谷地形陡峻，河流地貌發育受構造影響明顯；主流與支流匯合處多形成陡坎、平臺，說明河谷主流下切速率大于支流，河流處于地殼抬升區。在區域的地殼抬升作用和河流快速下切作用下，形成了涪江上游陡峭的V型河谷，僅在局部保留有階地和沖洪積臺地(趙小麟等，1994；唐文清等，2004)。

由于青藏高原向東的擠出效應，構造應力不斷積累，以地殼增厚形式表現出來的地殼連續變形吸收了部分高原物質東西向擠出的能量(王康，沈正康，2011)。對應于岷山斷塊第四紀以來的強烈隆升，對巴顏喀拉地塊周圍形成擠壓推覆的應力場，隨著應力不斷積累并突破障礙體，沿虎牙斷裂發生了多次歷史中強地震(圖1)。1630年發生了6級地震、1973年發生了6級地震、1976年先后發生了7.2，6.9，7.2級強震群，2017年發生了7.0級地震。1976年松潘—平武7.2級強震群為逆沖兼左旋走滑型地震，震源深度10～22 km。該地震烈度分布圖顯示(四川地震局，1979)，烈度等值線長軸方向呈近南北向，沿小河鄉南北展布，極震區烈度為Ⅸ度。筆者根據野外調查，極震區受3次強震作用疊加影響，烈度較高，主要分布在小河至豐巖堡一帶，未發現地表破裂；Ⅵ度區影響范圍廣，包括文縣、南坪、平武、松潘、北川等，山體滑坡泥石流等次生災害嚴重。2017年九寨溝7.0級地震為陡傾角走滑型地震，震源深度20 km，烈度等值線長軸方向呈北西向，極震區為Ⅸ度(徐錫偉等，2017)，主要分布在九寨溝一帶，Ⅵ度區影響范圍廣，包括文縣、平武、松潘、若爾蓋、迭部、舟曲等。綜合以上分析，認為這些中-強震具有震源深、無地表破裂、震害影響范圍廣等特點，虎牙斷裂是一條至今仍在強烈活動的斷裂。

2 基于小震精定位反演的斷裂特征

地震空間分布與活動構造有密切的關系，強震多數發生在具有明顯活動的斷裂帶上，而小震則相對集中分布于斷層面及其附近。根據成叢小震發生在大震斷層面附近的原則，本文采用萬永革等(2008)提出的震源斷層面擬合方法，利用精定位小震目錄反演了虎牙斷裂的走向、傾角和位置。計算數據采用了房立華(2018)和朱艾斕等(2005)使用的雙差定位法分別重新定位九寨溝余震目錄(2017年8月8—14日)和南北地震帶北段小震目錄(1990年1月—2014年12月)。

從圖2可見，沿虎牙斷裂小震密集分布，精定位后的小震空間展布形態基本反映了斷裂走向和空間幾何位置。本文根據小震空間分布特征沿斷裂分別選擇了a，b，c三個區域進行反演(圖2)。分別得到每個區域斷層的水平面分布(圖3a-1，b-1，c-1)、斷層面的縱部面圖(圖3a-2，b-2，c-2)、垂直于斷層面的縱部面圖(圖3a-3，b-3，c-3)、小震到斷層面的距離分布圖(圖3a-4，b-4，c-4)。

根據小震反演的斷裂位置(圖2)，以雪山斷裂和王朗為界，虎牙斷裂可分為南段(雪山斷裂以南)、中段(雪山斷裂至王朗)和北段(王朗以北)。

圖2 小震分布、選擇及其反演震源斷層位置

虎牙斷裂南段小震反演結果表現為斷層平面投影有一定寬度，以逆沖為主兼有少量左旋走滑分量，走向近南北，傾向西，傾角約39°，最大深度12 km(圖3a)。這與王康和沈正康(2011)利用震源機制解以及耿曉澎(2016)利用大地電磁測深的研究結果具有一致性。虎牙斷裂中段由小震反演的斷層顯示，其平面投影寬度不大，走向北西，傾向南西，傾角約78°，深度約16 km(圖3b)，斷裂逐漸由南部的逆沖性質為主向中部以走滑兼有逆沖性質的過渡。1973年發生于王朗牧羊場以西的6.5級強震具有左旋走滑兼有逆沖的性質，說明該斷裂段處于走滑端部應力集中區域，應力應變不斷調整，對圍限區形成一定的逆沖分量。2017年九寨溝7.0級地震發生在虎牙斷裂北段應力不斷積累的空區上，構造地貌發育不明顯，小震反演斷層顯示，其平面投影較窄，走向北西，傾角近直立，震源深度約18 km，為純走滑性質(圖3c)，屬于東昆侖斷裂向南東帚狀撒開的尾部轉換構造，根據目前資料認為該斷裂段為隱伏走滑性質(徐錫偉等，2017)。

根據小震反演的斷裂剖面結果分析，斷裂性質南北變化較大，表現為由北部陡傾的走滑斷裂向南部緩傾的逆沖斷裂逐漸轉換，是一條西傾的活動斷裂。利用小震精定位數據反演得到的斷裂相關參數可以為野外地質調查提供參考和指導。

圖3 虎牙斷裂震源斷層反演結果(紅色線為反演得到的斷層面邊界，AA′為斷層上邊界端點)

3 構造地貌特征

為獲得虎牙斷裂的晚第四紀活動特征，結合小震反演的斷裂參數和1∶20萬地質圖上的主要斷裂分布，在對斷裂沿線開展高分辨率遙感影像解譯(圖4a)的基礎上，分別在小河鄉至土城鄉、銀廠溝一帶開展追蹤調查(圖4)。其中比較典型的調查點有劉家壩村南(P1點)，豐巖堡水庫(P2點)，虎牙關(P3點)，獨木村(P4點)和銀廠溝(P5點)。

P1點附近遙感影像上可見錯斷山脊地貌呈線性展布(圖4b)，形成槽谷和埡口，實地考察發現這些地貌現象為前第四紀構造運動所致，巖石能干性差異和沖溝侵蝕加劇了現今地貌的形成，斷裂晚第四紀斷錯地貌不發育，地表活動跡象不明顯。P2點發現一處斷裂剖面(圖4c)，斷面產狀為300°∠40°，石炭系千枚巖與志留系板巖表現為斷層接觸關系，形成破碎帶；但野外追索發現其延伸性一般，未見斷裂最新活動跡象，推測巖性差異可能加劇了槽谷和埡口地貌的發育。

圖4 小河鄉豐巖堡附近構造地貌及斷裂剖面圖

Fig.4 Faulted landforms and profile of the Huya fault near Fengyanbao village，Xiaohe Country

在P3點基巖出露(圖5a)，可見埡口地貌發育，前震旦系變質粉砂巖地層撓曲變形，西側在石炭系結晶灰巖中發育透鏡體，兩者呈不整合接觸，接觸面有順層擦痕發育，疑為斷層接觸關系；西側灰巖變形強烈，多處發育層間褶皺并被斷層切穿，推測為虎牙斷裂通過處。在P4點可見發育于下二疊統灰巖中的擠壓斷面(圖5b)，透鏡體發育，斷面緊閉，斷裂兩側炭質板巖產狀分別為190°∠65°和185°∠61°，推測為虎牙斷裂的一組次級斷裂，斷面產狀為210°∠29°。在斷裂的最南端的銀廠溝(P5點)，可見發育在二疊系花崗巖中的埡口和槽谷地貌，地層撓曲變形強烈，未見明顯斷面，說明此處已至斷裂尾端(圖5c)。

周榮軍等(2006)對小河鄉北沖洪積扇體和小河鄉南階地被錯斷進行了研究。本文的野外調查結果顯示，小河鄉北沖洪積扇上的沖溝左旋斷錯現象，實際是1976年地震后泥石流填滿了原來的沖溝，新沖溝改道形成的假象。在小河鄉南約1 km處的涪江西岸劉家壩村，發育多級堆積階地，階地上疑似斷層陡坎高度可達約11.7 m，但被后文介紹的劉家壩探槽證實為疊加了多期泥石流堆積的階地陡坎。

圖1所示虎牙斷裂在涪江河谷東側山坡通過，形成斷錯山脊、槽谷埡口和疑似斷層陡坎等地貌現象，屬于虎牙斷裂早期構造運動、巖性差異及外動力侵蝕共同作用的結果。而虎牙斷裂沿線斷錯微地貌不發育，地表未見其晚第四紀最新活動跡象，而且地表調查發現的斷裂傾向為東傾，符合地質圖上所示前第四紀斷裂特征，與小震反演結果所反映的斷裂傾向相反。

圖5 虎牙關(a)、獨木村(b)和銀廠溝(c)附近斷裂野外照片及剖面圖

Fig.5 Photos and profiles of the Huya fault near Huyaguan(a)，Dumu(b) and Yinchanggou village(c)

4 劉家壩探槽開挖結果

沿虎牙斷裂均為高山峽谷，植被茂盛，加上受多次地震影響，滑坡、泥石流非常發育。通過航衛片解譯獲取的探槽可能的開挖地點，多被巨厚的泥石流堆積所覆蓋，小河鄉一帶為虎牙斷裂沿線僅有的一段寬谷地貌，是選擇探槽開挖的良好地段。小河鄉南約1 km處劉家壩村附近的涪江階地位于河谷曲流的西岸，距離西側沖溝口直線距離約500 m，且不易受鄰近東岸的滑坡泥石流的影響，容易保存用于測年的細顆粒沉積物質，也是周榮軍等(2006)研究認為的唯一斷錯第四系的剖面點，但是剖面揭示的地層偏少。綜合考慮，本文最終將探槽布設在劉家壩Ⅱ、Ⅲ級階地上，Ⅱ級與Ⅲ級階地之間發育的陡坎連續性較好，疑似斷層陡坎，野外微地貌測量得到陡坎高度約11.7 m(圖6)。垂直陡坎近東西向布設的探槽揭示出了多套沖洪積砂礫石層以及多層灰色湖相細砂層(圖7)，同一種顏色表示可能為同一期次沉積物，具體地層描述如下：

圖6 劉家壩探槽附近的微地貌解譯圖(a)、構造地貌照片(b)和實測地形剖面圖(c)

圖7 劉家壩探槽北壁照片拼接圖(a)和解譯圖(b)

U1：青灰色黏土層與紅色砂層互層，成層性明顯，層厚5～10 cm，微傾斜層理，放射性14C 地層年代結果為3 400～3 560 a B.P.；U2：棕紅色細砂層，發育交錯層理，整體傾角約10°；U3：青灰色黏土層，含少量砂，有紋理，局部夾紅色薄層細砂，放射性14C地層年代結果為3 375～3 480 a B.P.；U4：青灰色顆粒較粗的河流相礫石、粗砂混雜堆積，局部為巨礫，局部有水平層理和浸染，分選一般，磨圓較好，礫徑5～13 cm為主，最大達20 cm；U5：棕黃和青灰色河流相細、粗砂和礫石混雜堆積，有一定水平層理發育，分選和磨圓中等，局部有侵染和斜層理，礫徑以5～8 cm為主，最大達13 cm；U6：灰黃色河流相粗砂和礫石堆積，具有微傾斜層理，棕黃色和灰色條帶相間分布，有一定分選和磨圓，與其它地層角度不整合接觸；U7：黃灰色河流相粗砂和細礫分層堆積，具有微傾斜層理，分選較好，有一定浸染和磨圓；U8：顆粒較粗的河流相礫石、粗砂混雜堆積，局部為巨礫，局部有水平層理和浸染，分選差，有一定磨圓，礫徑7～15 cm為主，最大達40 cm；U9：灰色細砂與黏土層，分選較好，近水平紋理發育；U10：由砂、黏土與礫石組成的灰色洪積物混雜堆積，無分選，磨圓度差，局部為泥炭層條帶或細砂含量較高的透鏡體；U11：耕作土及沖洪積物；U12：耕作土與泥炭層，含較多植物根系。

探槽剖面并沒有揭示出斷裂面的存在，僅在層U1、U2、U3湖相地層可見微弱的傾斜變形，地層產狀為255°∠10°，采集的碳屑樣品編號為TC1N14C-1和TC1N14C-2，Beta實驗室所測得其14C年齡為3375～3560 a B.P.，分析認為湖相地層可能受到構造運動的擾動。但由于地處涪江V型河谷地段，探槽所揭示的地層信息中無逆沖斷裂相關的古地震標志(冉勇康等，2012)，存在受山洪和泥石流等重力作用的可能性。綜上分析認為探槽所揭示的應為階地陡坎。

5 討論

基于對研究區中強地震及地震構造背景分析，說明虎牙斷裂應該是活動的。結合小震精定位數據反演的虎牙斷裂相關參數，遙感解譯和野外調查結果表明，沿虎牙斷裂構造地貌不發育，未發現地表破裂跡象。在被前人視為活動證據的陡坎開挖探槽，揭露該陡坎為階地坎，未見破裂跡象。

探槽中所揭示的該套湖相地層，原始沉積應為近水平的靜水堆積，分選和成層性較好，野外調查發現該湖相地層在小河鄉至劉家壩一帶廣泛分布，成為本地常用的建筑材料，具有一定厚度，最厚可達數十米，基于以上特征分析，認為該地層為地震導致的堰塞湖沉積的可能性較大。由此推測，距今3375—3560 a B.P.可能發生過中強地震。結合地貌測量的結果分析，U3層現在拔河高度約為6.3 m，初步估算河流的下切速率約為1.8 mm/a，地殼的抬升速率不小于1.8 mm/a，該結果大于趙小麟等(1994)提出的涪江下切速率小于1 mm/a的結果。

綜合分析推測晚第四紀最新活動的虎牙斷裂尚未斷錯至地表，是一條西傾的隱伏活動斷裂，表現為隱伏走滑或逆沖盲斷性質。通過地殼縮短和抬升吸收應變，對應于跨虎牙斷裂的GPS剖面顯示的2 mm/a的地殼縮短率(王康，沈亞康，2011)和本次初步估算的1.8 mm/a下切速率。

結合研究區深部地球物理資料，推測在岷山隆起深部可能存在一個滑脫面，物質沿著滑脫面形成擠壓褶皺變形。1976年松潘—平武強震群發震構造為逆沖盲斷裂型，該發震構造與2013年蘆山MS7.0地震類似，震源位于一條逆沖斷層的斷坡地帶，斷坡作為重要的障礙體，易于構造應力的集中(徐錫偉等，2013；Xuetal，2013；張岳橋等，2016)。

6 結論

本文通過高分辨率遙感解譯、地質地貌和震害調查、微地貌測量、古地震探槽開挖及小震反演相結合的方法，研究虎牙斷裂的晚第四紀活動特征及其地震危險性，得出了以下主要結論：

(1)地質圖上所示虎牙斷裂在涪江河谷東側山坡通過，局部形成斷錯山脊、槽谷地貌等現象，屬于斷裂早期構造運動、巖性差異及外動力侵蝕共同作用的結果。斷裂孕育的中-強地震具有震源深、無地表破裂、震害影響范圍廣等共同特點。斷裂沿線斷錯微地貌不發育，地表未見其晚第四紀最新活動跡象。

(2)沿虎牙斷裂小震密集分布，精定位后的小震空間展布形態基本反映了斷裂走向和空間幾何位置。根據小震反演的結果，結合最新地質資料，以雪山斷裂和王朗為界，虎牙斷裂可分為南段(雪山斷裂以南)、中段(雪山斷裂至王朗)和北段(王朗以北)。斷裂性質變化較大，自北向南表現為由隱伏走滑斷裂向逆沖盲斷裂逐漸轉換。

感謝中國地震局地質研究所冉勇康研究員和中國地震預測研究所田勤儉研究員的現場指導和寶貴建議，感謝聞學澤研究員在探槽選擇與震害調查方面給予的指導，感謝房立華研究員提供九寨溝地震的小震精定位數據，感謝朱艾斕研究員提供南北地震帶的小震精定位數據。感謝編輯和審稿專家給予的寶貴意見和建議！