胡家台背斜长约10km, 背斜轴近EW走向, 东端逐渐变为NW-SE向(图3)。通过卫星影像解译及区域地貌对比, 胡家台背斜主要由第2期洪积扇构成, 背斜核部出露皱褶的中新生代地层(图3b)(杨海波等, 2017)。源自祁连山的马营河从背斜中部穿过, 将其分为东、 西2部分。河西岸的胡家台背斜被马营河冲刷侵蚀, 现今地貌上为残留的2个SN向长条形小山(图3)。沿背斜轴提取的地形剖面显示, 背斜在马营河西岸的隆升幅度比东岸大, 推测西岸背斜发生较大幅度的抬升, 导致马营河风口的形成(图3, 图5c)。

马营河东壁可见背斜南翼出露白垩纪和新近纪地层, 地层倾向大致为SE— S, 背斜北翼地层缺失, 仅表现为白垩系与北侧的砾石层不整合接触, 推测深部可能存在控制白垩系地层变形的S倾逆断层(图7a)。河东岸公路旁的地质露头上, 出露的白垩纪地层为灰色页岩夹土黄色薄层粉砂岩, 岩层产状为130° ∠54° , 其顶部被 Qp3砾石层角度不整合覆盖, 砾石层顶部堆积1.5~2m厚的黄土。马营河西岸出露的白垩纪地层产状为220° ∠41° ~52° (图3)。

马营河东岸的背斜形态保存比较完整, 核部发育的较深冲沟揭露出背斜核部地层主要为上新世砾岩和泥岩(图4a)。其中, 北翼由砾岩和泥岩组成, 岩层产状为20° ∠70° (图4b), 岩层顶部后期被侵蚀成谷地, 沉积5~8m厚的细砂层, 岩层产状为130° ∠13° , 岩层底部发育交错层理(图4c)。背斜南翼地层主要为上新世泥岩, 岩层产状为S∠30° ~40° (图4d)。根据背斜南北两翼地层产状的不对称以及跨背斜地震反射剖面(Zuza et al., 2016), 判断胡家台背斜的形成机制可能为断层扩展褶皱作用(Suppe et al., 1990), 相同机制产生的褶皱有酒西盆地南缘老君庙背斜(Fang et al., 2005; Hetzel et al., 2006)和北天山独山子背斜(Molnar et al., 1994)。

图4

Fig. 4

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	图4 马营河东岸背斜核部地质剖面, 剖面位置见图3a b、 c、d为地质剖面部分位置野外照片, 照片位置见图aFig. 4 Geological cross-section across the Hujiatai anticline on the east bank of the Mayinghe River.

根据阶地面的拔河高度, 马营河阶地可划分为6级, T₆阶地和T₅阶地在背斜区及其南北两侧均有分布, 且均被山麓逆断裂F₁、 背斜北侧F₄逆断裂断错和褶皱变形(图5a, b)。其中, T₆基座阶地拔河约220m, 在马营河两岸连续分布。阶地堆积物主要为厚15~20m弱胶结的晚更新世砾石层, 上部覆盖厚约2m的黄土, 基座为白垩纪和新近纪泥岩及砂岩。T₅基座阶地拔河约200m, 河两岸均有分布(图5b)。T₄— T₁阶地在河流两侧保存不完整, 背斜以北发育较完整。

图 5

Fig. 5

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	图 5 马营河阶地分布和地形剖面 a 马营河DEM山影图, 黄色三角形指示背斜北侧古河道沉积边界; b 马营河阶地分布; c 沿背斜轴面的地形剖面, 地形包络线揭示出背斜西段隆起幅度最大Fig. 5 Terraces along the Mayinghe River and topographic proflie along the axis of the anticline.

为研究背斜区阶地面褶皱变形特征, 利用Trimble R3差分GPS对变形的T₆阶地面进行了实地测量。由于实测地形剖面线与背斜斜交, 因此需要将剖面线按某一方向进行投影变换。祁连山体走向和现今GPS的运动方向指示了祁连山-河西走廊地区的主压应力方向为N20° E(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007); 局部应力方向的不确定性对计算T₆阶地废弃以来的地壳缩短量影响不大, 因此采用 N20° ± 10° E 方向对实测地形剖面线进行投影变换。

地形剖面上, T₆阶地被山麓逆断裂F₁和背斜北侧F₄断裂断错, F₁断裂下盘阶地面坡度约为2.5° ; 靠近背斜南翼, 阶地面发生掀斜拱曲变形, 坡度变为约2.2° (图6)。向S缓倾的南翼与向N陡倾的北翼指示存在1个控制背斜生长的S倾逆断裂(Xu et al., 2010; Zuza et al., 2016)。

图 6

Fig. 6

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	图 6 T6阶地实测地形剖面(a)及面积平衡关系简图(b)Fig. 6 Excess area for the dGPS data of the terrace T6 on the west bank of the Mayinghe River(a), and simple model of area-balance(b).

利用面积守恒方法计算T₆阶地面被褶皱和F₄断裂变形的缩短量(Saint-Carlier et al., 2016), 在不考虑地表侵蚀的情况下, 计算得到变形的总剩余面积为(4.55± 0.26)× 10⁴m²。穿过祁连山— 北山的格尔木-额济纳旗地学断面揭示了祁连山深部滑脱层的深度大约是8~10km(Gao et al., 2001), 北侧河西走廊内部的滑脱层深度约为7km(Zuza et al., 2016)。由此, T₆阶地面废弃以来的地壳缩短量为(6.5± 1.1)m。在剖面最南端, T₆阶地还被山麓逆断裂F₁断错, 形成6~7m的复合断层陡坎, 最新陡坎的高度为1~1.5m(图7e, f), 可能与1609年红崖子地震有关(国家地震局地质研究所等, 1993)。

图 7

Fig. 7

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	图 7 马营河位置断错地貌照片和地形测线; 照片位置见图3 a 马营河东壁照片; b 马营河西岸T5阶地陡坎, 红色箭头指示陡坎位置; c 马营河西岸T5阶地陡坎; d夹山子水库南洪积扇被断错, 陡坎高约1m; e T6阶地南侧断层陡坎; f 地形剖面Fig. 7 Photos of landform in the Mayinghe River site and topographic profiles.

在马营河西岸, 胡家台背斜北翼发育1条逆断裂(F₄), 走向近EW, 长约5km, 没有走滑断错地貌特征。断裂断错马营河岸边T₆阶地和T₅阶地(图3), 其中, T₅阶地上的实测陡坎高度为(2.8± 0.2)m(图7b, f), 大于探槽中揭示的砾石层顶面约1m的垂直位移(刘兴旺等, 2014), 指示了T₅阶地变形受F₄断层和褶皱共同控制。

Li等(2013)对南天山木什背斜的研究表明, 木什背斜西段的抬升速率快于东段, 导致了背斜的差异掀斜抬升和侧向扩展。与此同时, 在背斜西段的北翼发育1支突破断层, 可能与背斜东、 西段活动性差异有关。分析表明, 背斜前翼发育的次级断层可能为断弯褶皱或断展褶皱向前陆或盆地内部扩展过程中, 为调节局部构造变形速率或强度的差异而产生的。因此认为马营河西岸背斜北侧发育次级逆断裂F₄, 可能反映了背斜西段抬升幅度要比东岸大, 这与地形地貌结果一致。

胡家台背斜东侧发育1条长约11km的断裂(F₂), 断裂走向NNW(图3, 图8a), Xu 等(2010)将其命名为小泉断层, 是1609年红崖子M7 ¼ 地震的地表破裂带。郑文俊(2009)和刘兴旺等(2012)认为F₂断裂以逆冲为主, 伴有左旋走滑特征(图8a, b)。李涛等(2009)对汶川地震地表破裂带的研究认为断裂运动方向、 基底结构、 上覆沉积物厚度和岩性等会导致逆断层地震地表破裂带呈蛇曲状展布, 形成前缘断坡、 侧向断坡以及斜断坡, 而位于逆断裂扩展方向左右两侧的侧向断坡或斜断坡各自具有左旋和右旋走滑特征。

图 8

Fig. 8

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	图 8 小泉村南卫星影像和野外照片 a 卫星影像和断层迹线, 蓝色点代表右旋走滑位错的冲沟, 数字代表右旋位错量, 紫色虚线代表位错的阶地坎, 黄色虚线代表位错的冲沟; b刘兴旺等(2012)指示的位于山坡上的5条 “ 左旋” 位错冲沟; c和d为右旋位错的冲沟; e河漫滩垂直断错约1.5mFig. 8 Google image and photos of landform in the south of the Xiaoquan village.

野外考察发现, 小泉村以南的山坡底部, 由于北侧低地形而向N流的多条小冲沟, 在沟口附近一致表现为向S偏移(图8c, d), 故认为多条冲沟的不正常偏转受构造活动控制, 指示了断裂右旋走滑运动学特征。通过野外测量, 小冲沟的右旋走滑位移最小值为1.2~1.5m, 部分冲沟右旋走滑位移约4m, 可能经历了多次古地震事件(图8a)。F₂断裂南段断错了废弃的河漫滩堆积, 形成高约1.5m的断层陡坎(图8e), 这些最新的断错地貌指示了1609年红崖子地震地表破裂带(国家地震局地质研究所等, 1993; Xu et al., 2010)。F₂断裂最新1次事件的垂直位错与水平位错的比值为1, 探槽揭示断裂倾角约为45° (刘兴旺等, 2014), 可能指示了断裂深部约45° 的斜向逆冲。再向南, 断裂断错了较老洪积扇面、 阶地坎和冲沟, 利用LadiCAOZ软件(Zielke et al., 2010)对位错的阶地坎和冲沟进行位错重建, 显示出约100m的右旋走滑位错量(图9)。

图9

Fig. 9

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	图9 冲沟、 沟壁位错恢复图 a 山影图及位错标志选取; b 和 c 分别为位错重建的山影图和坡度图; d 为恢复的地形剖面线; e 水平位错恢复的吻合度Fig. 9 Back slipping and visual assessment of channel reconstruction.

综上所述, 胡家台背斜东侧F₂断裂的运动性质为逆冲兼右旋走滑, 地表最新位错变形指示了1609年红崖子地震地表破裂带; 断裂属于胡家台背斜向前陆扩展过程中产生的侧向捩断层, 符合逆断裂扩展的力学机制模式(李涛等, 2009)。

佛洞庙-红崖子断裂马营河段(F₁)在马营河东西两岸断错了不同类型的地貌面。在夹山子水库SW侧, 断裂断错A3洪积扇面(图3b), 形成高0.4~0.7m的断层陡坎(图7d, f), 与断裂西段洪水坝河东岸最低陡坎高度几乎一致, 推测是由最新1次地震事件产生的(刘兴旺等, 2014; 杨海波等, 2016, 2017)。断裂在马营河西岸T₆阶地上形成高约7.5m的断层陡坎(图7e, f)。马营河东岸, 地貌上没有晚更新世以来的活动证据。推测是断裂向N扩展形成胡家台背斜, 祁连山山前的构造变形被胡家台背斜的缩短、 隆升以及背斜北翼突破断层的错动等近地表变形共同吸收。

胡家台背斜西侧黄草坝地区主要发育3期洪积扇, 在河口位置保留了至少4级阶地(图10a)。主要发育的T₃— T₁阶地被全部断错(图10a), 其中T₁阶地面被断错形成3个坡向N的断层陡坎, 高度分别为(1.3± 0.2)m、 (1.5± 0.2)m和(0.8± 0.1)m(图10b, d)。

图 10

Fig. 10

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	图 10 a 黄草坝位置断错地貌解译; b T1阶地被断错形成3个断层陡坎; c 无人机航测获得的高分辨率DEM数据; d 地形剖面线Fig. 10 a Interpretation of offset landforms in the Huangcaoba Site; b Three paralleled fault scarps in the T1 terrace; c High-resolution DEM data derived from UAV-based images; d Topographic profile.

另外, 在横跨T₁阶地上中间1条断层陡坎的西侧开挖了1个探槽(图11a, b), 剖面上揭示了S倾30° 的断层断错了U1— U6地层, 形成U7最新的崩积楔和坎前堆积。断裂两侧砾石顶面垂直断距约1.7m, 这与地表实测的陡坎高度几乎一致(图11a, b)。

图11

Fig. 11

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	图11 a 和b T1阶地中间断层陡坎开挖探槽和解译; c U5地层中14C年龄与1609年地震关系; d U5采样层放大照片Fig. 11 a and b Mosaic photos, interpretation and sample results of the Huangcaoba trench; c Relationship between the 1609 earthquake and 14C age from U5 strata; d Enlarged photo of sampling from the U5.

¹⁴C年龄限定U2和U4古土壤层年龄分别约3i100a 和(1 720± 30)a(图11b); 在U5黄土和粉细砂的韵律互层中采集3个炭屑样品, ¹⁴C测年结果分别为(250± 30)a(TC4-1)、 (350± 30)a(HCB17-3)、 (800± 30)a(HCB16-1)(图11b, c)。从地层的年龄序列上, 这些¹⁴C年龄均符合正常层序。而大多数研究表明, 地层中较老的炭屑年龄可能指示了样品经历了再搬运沉积的历史, 而较年轻的2个¹⁴C年龄比较一致, 可能代表了U5层的形成时代大致在250~350aiBP。指示距今250~350a以来发生过1次地震事件, 树轮校正结果与历史记载的1609年M7 ¼ 红崖子地震对比, 表明断错U5层的地震事件应该是1609年地震(图11c)。另外, 探槽顶部的陡坎高度也与小泉断裂的陡坎高度接近(Xu et al., 2010), 因此, 1609年红崖子地震破裂了断裂中段黄草坝位置(丰乐河东侧)。

本研究区中, 逆断裂在地貌上形成比较复杂的几何图像, 有山麓逆断裂断层和活动背斜, 以及背斜东侧的多条活动逆或走滑-逆断裂。为探讨活动逆断裂地貌特征与深部构造之间对应关系, 基于地震反射剖面和野外调查构建了2条深部构造剖面(图12)。

图 12

Fig. 12

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	图 12 马营河地区深部构造几何特征 深部剖面参考地震反射剖面(Zuza et al., 2016), 历史地震地表破裂带参考文献(Xu et al., 2010)Fig. 12 Block diagram of the Hujiatai anticline in 3D with the geometry of the varying sub-faults in the Mayinghe River area.

其中, 西侧剖面主要参考地震反射测线P2, 小泉村东侧深部剖面主要参考地震反射测线P3(Zuza et al., 2016)。西侧剖面揭示了山麓逆断裂F₁向N扩展, 形成向S缓倾的F₅逆冲断层(图12), F₅断层上盘的白垩纪砂岩、 新近纪泥岩以及第四纪冲洪积物被褶皱变形, 形成胡家台背斜。这与野外观测的地质露头(图3)以及背斜核部地质剖面所反映的现象一致(图7)。F₄断层可能是为调节背斜北翼局部构造变形差异而产生的。F₁断裂的部分位错被胡家台背斜、 F₅断层以及背斜北翼F₄突破断层共同吸收。

东侧剖面揭示了更加复杂的几何结构, 其中包含4条断层。F₁和F₅断层的构造特征与西侧剖面一致(图12), F₅逆断层向上逆冲形成F₃逆冲断层。此外, 胡家台背斜东侧的F₂断层是1个逆冲兼具右旋走滑的断裂, 属于背斜向N扩展产生的侧向捩断裂(图8)(李涛等, 2009)。断层向下会聚到F₁断层上, 其深度要比F₅断层浅, 可能指示了F₂断层的形成时代晚于F₅断层。

F₂、 F₃和F₄ 3条断层调节了背斜生长过程中的局部构造变形速率差异或强度差异。野外考察表明佛洞庙-红崖子断裂东段的断层陡坎规模、 幅度和断裂长度均小于中段, 背斜东西两侧区域缩短速率的差异可能造成了断裂扩展和褶皱生长(Wang et al., 2010)。

历史文献资料考证指出, 1609年M7 ¼ 红崖子地震的宏观震中位于现今甘肃酒泉红崖子村(39.2° N, 99.0° E), 震中烈度达到Ⅹ 级(闵子群等, 1995; 刘兴旺等, 2011)。关于地震地表破裂带, 兰州地震研究所阎凤忠等认为地震地表破裂带延伸范围从佛洞庙-红崖子断裂中段丰乐河以东开始(这与黄草坝探槽结果一致), 一直向E延伸到摆浪河附近, 长约60km, 其中包含马营河东侧的F₂断裂和F₃断裂(国家地震局地震研究所等, 1993)。Xu等(2010)认为仅胡家台背斜东侧的F₂和F₃断裂为1609年地震的地表破裂带(图3, 图13)。因此, 马营河东侧的F₂断裂在地震中破裂基本达成共识, 这与本次研究中F₂断裂断错系列小冲沟和断错最新废弃的河漫滩堆积所反映的最新地震事件吻合(图8, 图13)。尽管EW向延伸的F₃断裂现今人为改造严重, 无法准确判断断错地貌和历史地表破裂带, 但雷中生等1965年的考察中, 在红崖村附近发现地震地表破裂(图13)(曹娜, 2010), 由此推测F₃断裂在此次地震时也发生了错动。

图 13

Fig. 13

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	图 13 马营河东侧断裂 红色粗线代表1609历史地震地表破裂带(Xu et al., 2010); 底图为航空照片; 右上角历史照片指示了红崖村附近地表破裂带, 雷中生等1965年拍摄(曹娜, 2010)Fig. 13 Surface rupture in the east side of the Hujiatai anticline.

基于前人野外考察和历史资料考证, 1609年M7 ¼ 红崖子地震的宏观震中位于祁连山北侧的红崖子村附近, 地震破裂在山麓逆断裂F₁、 胡家台背斜东侧F₂和F₃断裂均有表现(国家地震局地震研究所等, 1993; Xu et al., 2010)。因此, 根据重建的断裂深部构造特征, 1609年红崖子地震应该发生在山麓逆断裂F₁的深部, 震源断层错动时使得多条向S缓倾的逆冲断层(F₂、 F₃、 F₅)同时发生破裂(图12)。

由于大多数历史地震没有地震波形数据记录, 很难准确限定地震震源深度, 只能参考研究区发生过的地震和小震震源深度等数据。研究区西侧200km处, 2002年发生玉门M_S5.9地震, 其宏观震中和仪器震中都位于祁连山北缘断裂带上, 地震的发震断层可能是旱峡-大黄沟断裂(何文贵等, 2004)。地方地震台限定2002年玉门地震的震源深度为22km(陈永明等, 2003), 且余震的震中深度主要集中在8~12km(何文贵等, 2004)。1970年以来甘肃张掖以西地区大量的弱震深度资料表明, 地震震源深度主要集中在0~20km范围(刘小凤等, 2003)。此外, 孕震层的深度是限定地震震源深度的另一种参考指标, 跨祁连山的额济纳旗地学断面揭示了祁连山山前逆断裂的滑脱层深度大致在8~10km(Gao et al., 2001); GPS大地测量数据反演得到的祁连山深部滑脱层深度约17km(Allen et al., 2017)。因此, 根据2002年玉门地震震源深度、 余震分布深度以及祁连山深部滑脱层深度, 推测发生在祁连山北缘逆断裂带上的1609年红崖子地震的震源深度可能在8~22km之间。