嫩江斷裂帶北段的第四紀 活動特征初步研究1

殷 娜 余中元 周兆軍 王 鶴 李瑩甄 趙 斌

1）防災科技學院，河北三河065201

2）黑龍江省地震局，哈爾濱 150090

引言

研究活動盆地邊界斷裂的活動構造，有助于理解盆地的構造變形過程以及在此變形過程約束下的地震活動特征（張培震等，2003）。松遼盆地的邊界主干斷裂構造以北東向為主（Yin，2010），兩側地形起伏明顯，盆地較為平坦（圖1、圖2）。因地處第四系覆蓋區，地表沼澤植被發育，人類現代生產破壞強烈，這些斷裂多是根據深部地震反射而得出的（楊寶俊等，1996；Liu等，2007；鄧起東等，2007），缺乏明顯的地表露頭和地形地貌位錯證據，傳統觀點認為它們晚第四紀活動性較弱，不具備強震的孕震能力，抗震設防參數較低。

依蘭-伊通斷裂走向約N50°E，中國境內總長約800km，是劃分中蒙、中朝2個活動地塊的重要邊界斷裂（張培震等，2003），同時是松遼盆地的東邊界斷裂（圖1（b）），也是郯廬斷裂帶北段的重要分支斷裂之一，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）（圖1（a））。近年來，在依蘭-伊通斷裂帶上陸續發現了多處晚第四紀期間強烈古地震活動的證據，對于該斷裂以及東北地區“不活動或弱活動”的傳統認識有所改變（閔偉等，2011；Min等，2013；余中元，2016；余中元等，2016；Yu等，2018a，2018b），部分段落的抗震設防參數也相應的得到了提高。

圖1 研究區地震構造（據余中元等，2016；Yu等，2018a） Fig.1 Seismotectonic map of the research area (Modified from Yu et al.,2016; Yu et al.,2018a)

圖2 研究區C-C’數字地形高程剖面特征（剖面位置見圖1（b）） Fig.2 Digital topographic elevation profile along the line C-C’(location of profile C-C’ is marked in Fig.1 )

嫩江斷裂帶構成盆地西邊界，走向約N45°E，總長約650km，是大興安嶺地塊和松嫩地塊的重要邊界斷裂（圖1（b））。以鎮賚為界，斷裂可分為南、北2段，北段呈向西凸出的弧形，長約300km，基本沿著嫩江河谷展布（圖1（b））；南段長約350km，呈直線狀展布，對第四系沒有明顯的控制作用。前人分別從遙感解譯、鉆孔資料和沉積物厚度差別、重力場和磁場特征、莫霍面深度（陳洪洲等，2004）和廣角地震測深（楊寶俊等，1996）等方面闡述了嫩江斷裂帶的存在標志，同時對該斷裂的運動性質、活動時代及其與地震的關系進行了初步討論，認為該斷裂帶的第四紀活動與地震關系密切，尤其是存在的地震圍空區值得密切關注。然而，對該斷裂晚第四紀期間是否存在強震活動始終缺乏直接有力的野外地表地質調查證據，進而影響著對該斷裂及松遼盆地新構造與活動構造變形過程的深入認識以及地震活動潛勢和危險性的判斷。本文在前人工作基礎上，針對嫩江斷裂帶的北段開展了野外地表地質調查，得到了嫩江斷裂帶北段第四紀活動特征的一些初步認識。

1 地質構造與地震背景

研究區地處東北亞活動地塊區，區域構造環境主要受西太平洋-印度尼西亞板塊深俯沖的影響，現代地震活動水平相對較弱，沒有MS≥7.0的淺源地震記錄（鄧起東等，2007；張培震等，2014）。此外，北東向展布的老爺嶺、張廣才嶺和大興安嶺等山脈與敦化-密山斷裂帶、依蘭-伊通斷裂帶和嫩江斷裂帶相隔，其間發育依蘭-伊通、松遼和三江等一系列新生代北東向盆地群，形成了研究區盆嶺相間的特殊地貌格局（圖1、圖2）。

研究區區域性斷裂由敦化-密山斷裂帶、依蘭-伊通斷裂帶、大安-德都斷裂帶和嫩江斷裂帶組成。其中，敦化-密山斷裂帶控制著一系列的新近紀火山群和東北深源地震（300—600km）的分布（圖1（b）），截至目前尚沒有發現晚第四紀時期強烈古地震活動的地表破裂證據。依蘭-伊通斷裂帶歷史上缺乏強震記錄，有現代臺網記錄以來的最大地震為1963年黑龍江省蘿北MS5.8地震，現代地震活動水平相對較弱。近年來的探槽古地震和構造地貌研究結果表明，依蘭-伊通斷裂帶晚第四紀期間構造變形強烈，具備強震的發震能力和構造背景（閔偉等，2011；Min等，2013；余中元等，2016；Yu等，2018a，2018b）。大安-德都斷裂帶作為松遼盆地內部最主要的斷裂，晚第四紀的構造變形控制著盆地內部一系列中強震群的孕育和發生（余中元等，2015；Yu等，2015，2018b）（圖1（b））。嫩江斷裂帶位于松遼盆地的西緣，對第四系沉積控制不明顯，現代地震活動主要集中分布在該斷裂以西的大興安嶺山麓內部，東緣的松遼盆地現代地震活動水平相對較弱（圖1（b））。

本次研究同時收集到了前人跨嫩江斷裂北段開展的大地電磁測深剖面B-B’數據（劉殿秘，2008），并對這些數據進行了二維反演（B-B’剖面位置見圖1（b），與A-A’一致），解譯結果如圖3所示。同時，為了更好地對比揭示斷裂的活動特征，在與大地電磁測深剖面B-B’相同的位置，基于30m分辨率的DEM數據提取了1條地形剖面A-A’，解譯結果見圖3。結果揭示，嫩江斷裂北段及兩側的電性分區與地質構造分區及構造地貌特征分區存在明顯的對應關系，暗示著斷裂活動的長期性和繼承性。

圖3 跨嫩江斷裂地形特征（a）與MT 20km反演地質解釋結果（b）（據劉殿秘，2008） Fig.3 The topography and MT 20km inversions across the NJFZ （Modified from Liu， 2008）

跨嫩江斷裂的數字高程地形剖面（圖3（a））自西至東可分為大興安嶺隆起、盆山過渡區（低山丘陵）和松遼盆地3個基本地貌單元，地形高程從西部大興安嶺山脈的約500m銳減到東部松遼盆地的140m。對比大地電測測深的電性結構結果（圖3（b））可知，大興安嶺隆起處在西部邊緣，由比較均勻的高阻塊體構成，地表有1層淺淺的低阻層覆蓋。至成吉思汗鎮附近，高阻直接出露地表。濟沁河和成吉思汗一帶位于盆山耦合邊界邊緣，由2個獨立的高阻區塊組成。扎蘭屯為一完整的高阻塊體Ra，地質上屬于大興安嶺隆起帶的邊緣隆起，地表有一很淺的連續低阻薄層。靠近扎蘭屯隆起的高阻塊體Rb對應碾子山斷陷，兩者之間有1條延深較大的斷裂，為嫩江斷裂最西支F1-1；另一高阻塊體Rc位于濟沁河以東，稱為龍江西北斷隆，該斷隆地表上小斷陷、斷隆相間分布，地下是一大塊高阻（最大接近50000Ω·m），且有部分直接出露地表的火山巖體。盆山耦合過渡區延伸向松遼盆地處有1段中阻體過渡帶，其地殼4km以上為中阻層，平均電阻率約300Ω·m；地殼4km以下至20km又分東西2區。西區中高阻，3000Ω·m；東區中阻，平均300Ω·m。松嫩盆地在電性上分2部分，靠近龍江盆山耦合過渡區處，地表有中高阻塊體存在的部分，龍江位置以嫩江斷裂帶F1-3分隔。嫩江以東，電阻率普遍降低，剖面上呈現出中部低阻、淺部和深部中低阻的三明治結構，且中部自嫩江至大慶一帶可以勾畫出Ca、Cb、Cc和Cd 4個低阻體（圖3）。

根據上述電性結構研究結果，可自西至東識別出5條斷裂，即F1-1、F1-2、F1-3、F1-4和F2，前4條分別對應著嫩江斷裂的4個分支，F2則對應著松遼盆地內部的大安-德都斷裂帶。斷裂F1-1主要分布在山體內部，傾角較陡，構成2塊高阻體Ra與Rb的分界，推測向下切割至地殼20km位置；斷裂F1-2裂傾角較緩，分布在盆山耦合過渡區的濟沁河一帶，構成2塊高阻體Rb與Rc的分界，向下切割至地殼20km位置；斷裂F1-3分布在山前過渡區的龍江一帶，構成高阻體Rc與東側中阻體的分界；斷裂F1-4對應著本次地表發現陡坎的位置，主要位于嫩江西側，構成東側低阻體Ca與西側中阻體的分界，推測斷錯地表以下約15km；斷裂F2主要發育在盆地內部，逆沖性質，傾角較緩，斷錯深度較淺，構成2塊低阻體Cc與Cd的分界。

滿洲里-綏芬河地學斷面的縱波速度結構進一步揭示了上述特征。如圖4所示，在嫩江以西約80-100km位置揭示出了速度異常，表現為以6.4km/s的速度可將地殼結構分為上、下2部分。其中，上部約10km厚度范圍內，速度具有復雜的變化，高速與低速相間，速度等值線彎曲多變，以至局部發生了封閉；在6.40km界線以下直至莫霍面過渡帶，速度變化較小。莫霍面的速度較西部大興安嶺的速度偏弱，與東部的速度相近，為8.0km/s，與正常莫霍面速度8.1—8.3km/s相比略偏低。尤為明顯的是，嫩江以西約80km位置的中上地殼速度結構橫向上表現出明顯的不連續特征，圈閉現象更加明顯，存在局部撓曲變形狀態。

2 嫩江斷裂北段新活動的地表地質調查

嫩江斷裂北段主要分布于鎮賚以北（圖1（b）），長約300km，且向北西方向彎曲凸出呈弧形。本次野外調查發現了2個典型段落，結果見圖5、圖6，分布位置見圖1（b）。

在鎮賚一帶發現了線性陡坎，走向N45°E，長70km（圖1（b）），以圖5中點a—e展示最為典型。該陡坎衛星影像顯示不很清楚，主要發育在盆山過渡邊界，河流的二級階地上。現場調查發現，其地表表現為高約1—2m的地貌陡坎（點a、b、e）、古地震崩塌和基巖滑坡遺跡（點c、d）等特征。其中，地貌陡坎傾角約45°，古地震崩塌和基巖滑坡主要沿陡坎分布。基巖的類型主要為安山玢巖，結構致密，硬度較高。

圖4 跨嫩江斷裂滿洲里-綏芬河地學斷面縱波速度結構（據楊寶俊等，1996） Fig.4 The P-wave velocity structure of Suifenhe-Manzhouli geoscience transect across the NJFZ（Modified from Yang et al.,1996）

在龍江縣以東約20km處發現了另外1段斷層出露的位置（圖1（b））。該段落整體走向N55°E，長約20km，衛星影像上整體連續性較差，主要沿河谷西側斷續出露（圖6）。該段落揭示的變形現象比較明顯，以圖6中點a—f展示的最為典型，主要特征包括地層遭受強烈構造變形后的揉皺（點a）、顯示斷裂傾向運動為主的近垂直擦痕（點b）、基巖崩塌與斷塞塘（點c、d，圖中水塘中有用白色虛線標示的巖石崩塌體）、基巖斷層面（圖6中點e，斷層傾向北東，傾角約50°）等。其中，基巖崩塌與斷塞塘主要沿陡坎前沿斷續分布，規模不等，崩塌體的規模大小從直徑約5m的巨石至30cm的角礫不等，且呈現出明顯的方向性。

圖5 嫩江斷裂鎮賚段活動特征 Fig.5 The activity features of the Zhenlai section of NJFZ

圖6 嫩江斷裂龍江段活動特征 Fig.6 The activity features of Longjiang section of NJFZ

在該段落的點f位置開挖了探槽剖面，長約7m，深約4m。探槽位于河流的二級階地，可能屬于晚更新世沉積物（圖7（a））。該探槽共計揭示出5套地層（圖7（b）），其中地層①為表層灰黑土，含較多植物根系，松散，含水，主要成分為細砂與黏土，平均層厚度約1m；地層②為灰黑色的中砂及灰白色的礫石層，可見少量樹根根系，含水較差，有一定層理，平均層厚度約0.5m；層③主要為紅褐色黃土層含一定磨圓的礫石和粗砂，無明顯層理，含水性較差，密實，質地較為堅硬，平均層厚度約2m；層④為黃土層夾細砂及少量礫石，呈左厚右薄的楔狀形態發育，平均層厚度約1m；層⑤主要是斷層帶物質，被2條斷層夾持在中間，主要物質為黃土和粗砂及少量礫石，質地密實，堅硬，可見水平層理。

圖7揭示出2條斷層的上斷點和下端分別發生了歸并。該斷裂表現為正斷層運動性質，走向北東，傾向南東，傾角約70°。該斷裂F1活動明顯斷錯了層③，可見垂直斷距約1.5m。上覆層②下部未發現斷錯，上覆地層①也沒有發生斷錯。為了進一步揭示該處的最新活動時代，野外工作采集了4個光釋光（OSL）年代學樣品，采樣位置見圖7，并在中國地震局地質研究所新構造年代學實驗室采用SMAR細顆粒石英方法完成年代測試，最終測試結果見表1和圖8。探槽剖面和年代測試結果表明，嫩江斷裂帶北段在（80.9±4.6）—（62.9±2.3）ka BP曾發生1次強烈古地震事件。

表1 嫩江斷裂北段光釋光年代測試結果 Tabel 1 The OSL dating results of samples from the northern section of the NJFZ

續表

根據斷裂最新活動時代、位移量、地表破裂長度和震級的經驗統計關系式（1）、（2）（鄧起東，1992），可以估算該古地震事件的震級約7.1—7.3級，小于該震級的地震一般不會造成地表破裂。同時，考慮到斷裂沿線基巖崩塌滑坡可能對應的Ⅸ—Ⅹ度地震烈度，根據震中烈度與震級的經驗關系（聞學澤，1995；湯蘭榮等，2017）可知，該古地震震級應不低于MS7.0。因此，綜合斷裂的最新活動時代、陡坎高度、地表破裂長度、烈度和震級的經驗關系，將發生在（80.9±4.6）—（62.9±2.3）ka BP的這次古地震的震級估算為MS7.1—7.3（表2）。

其中，L和D分別代表地表的破裂長度（km）與垂直位移量（m）。

圖8 樣品年代曲線 Fig.8 Curves of the OSL samples

表2 嫩江斷裂北段古地震事件強度估算 Tabel 2 The estimated magnitude of the paleso-earthquake occurred in northern section of the NJFZ

3 主要結果與討論

通過野外地表地質調查，發現了嫩江斷裂帶北段的2個新活動段。其中，鎮賚段走向N45°E，長約70km，主要發育在盆山過渡邊界，地表發育高約1—2m的地貌陡坎、古地震崩塌和基巖滑坡遺跡等特征；龍江段走向N55°E，長約20km，主要沿河谷西側斷續出露，主要特征包括地層揉皺變形、近垂直擦痕、基巖崩塌、斷塞塘和基巖斷層面等。探槽古地震工作揭示嫩江斷裂帶北段在（80.9±4.6）—（62.9±2.3）ka BP曾發生1次震級約7.1—7.3級的古地震事件，嫩江斷裂屬晚更新世斷裂。

致謝：野外調查和探槽古地震研究得到了中國地震局地質研究所周本剛研究員、閔偉研究員和中國地震局地震預測研究所田勤儉研究員的指導與幫助，黑龍江省地震局韋慶海、歐陽兆國、張立忱、孫海峰和康健等協助完成了野外工作，在此表示謝意。