中更新世晚期以来中条山北麓断层滑动速率研究
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张秀丽 熊建国* 张培震2， 刘晴日 姚 勇 钟岳志 张会平 李有利
1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 2)中山大学地球科学与工程学院，广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室，广州 510275 3)北京大学城市与环境学院，地表过程分析与模拟教育部重点实验室，北京 100871 4)中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029
滑动速率反映了断层的活动方式和强度，是活动构造定量研究的主要参数，通常以累积位移除以相应的年龄获得(邓起东等，1973；
张培震等，2008)。断错地貌面被用来约束断层活动的幅度(Nicoletal.，2005；
张培震等，2008；
司苏沛等，2014)，第四纪测年方法可以有效限定地貌面的形成年龄(Andersetal.，1989；
Cerlingetal.，1994；
Andersonetal.，1996；
Lietal.，2009)。过去几十年，以河流阶地、 洪积扇等地貌面为载体开展的断层滑动速率研究已取得了重要进展(Siehetal.，1984；
Zhangetal.，2007)。
对断层滑动速率认识的缺乏，阻碍了对其活动历史、 变形模式和断块之间相互作用的理解，也影响了对地震危险性的评估。然而，约束断层滑动速率主要面临以下3个问题：
1)地貌面的选取。地表过程导致错断特征不显著(申屠炳明等，1991)、 沿断层分布的第四纪地层出露少(郑立龙等，2019)、 植被覆盖和人类活动影响(杨晓平等，2015)阻碍了可测地貌面的选取。2)地貌面错断幅度的获取。断层上升盘长期遭受侵蚀(Wallace，1977；
申屠炳明等，1991)、 下降盘接受堆积(李光涛等，2020)、 老断层再活动导致次级断层陡坎之间发生叠加或重合(申屠炳明等，1991)使获取的断距偏离真实值。3)年代学的局限性。14C 测年方法简单、 快速且精准度高(Nicoletal.，2006；
Bayliss，2009；
Xiongetal.，2017)，但对定年的含碳物质要求较高(Newnhametal.，2007)，测年范围局限于约50ka以来(Libbyetal.，1949)；
宇宙成因核素的测年区间相对广泛(1～1000ka)，但采样工序繁琐且对沉积相关的地表过程要求苛刻(王建等，2000)；
光释光(OSL)测年的精度受多种因素影响(陈杰等，1999)，但其测年物质容易选取、 实验流程速度快，且能够获得的最老年龄>200ka(张家富等，2007；
Lietal.，2014)，拓宽了活动断层研究时代的下限(Aitken, 1998；
Xiongetal.，2017)。
晚更新世以来，山西地堑系南部中条山北麓断层十分活跃，有学者已针对其长时间尺度的滑动速率开展了初步研究(Xiongetal.，2018)，但缺乏中更新世晚期以来的数据，且短时间尺度上的研究未包含所有伴随主断层活动的破裂(Lüetal.，2014；
司苏沛等，2014)。运城盆地盐池东南小李村河发育的河流阶地清晰、 完整地记录了中条山北麓断层在中更新世晚期以来的活动。通过高精度DEM影像和第四纪年代学，本文厘定了小李村河4级阶地(T4—T1)的废弃时代以及不同地貌面形成以来中条山北麓断层的垂直滑动速率，最后讨论了其变化特征。
山西地堑系位于华北克拉通中部，是由太行山和吕梁山围限的一系列新生代断陷盆地、 构造隆起带和活动断层共同组成的“S”形大陆裂谷系(邓起东等，1973；
杨景春，1983；
程绍平等，2002)。该地堑系的地质及地貌演化受断块之间长时间的相互构造作用影响。中生代燕山运动—渐新世早期，山西地块整体处于隆升剥蚀状态；
渐新世以来，地壳活动强烈，华北平原伸展构造大规模发育，开始发育纵贯山西中部的地堑；
晚中新世以来山西地堑系在各主要边界断层活动的影响下持续发展，并形成现今轮廓(张岳桥等，2006)；
更新世期间其内发育了大规模湖泊，构造活动和气候变化导致湖泊退缩和消亡，河流广泛发育并形成山麓倾斜平原、 冲积平原和河流阶地等地貌(易锦俊，2008)。
图 1 中条山-运城盆地地貌和构造分布图Fig. 1 Geomorphologic and tectonic map of the Zhongtiao Shan-Yuncheng Graben.a 中条山-运城盆地地貌和断层分布(Li et al.，1998)；
b 中条山北麓断层、 盐湖南岸断层和盐湖北岸断层展布特征。盐湖钻孔 (李肖杨等，2020)、 Pz3钻孔(曾金艳等，2020)、 P3钻孔(Wang et al.，2002)的位置用白色五角星表示；
研究区用四边形表示
运城盆地位于山西地堑系南部，被黄河、 峨嵋岭和中条山所围限，内部发育鸣条岗地垒，是断陷最深的盆地之一(图1a)(Lietal.，1998)。盆地基底为太古界—元古界结晶变质岩，盖层为古生界—中生界沉积岩，普遍缺失奥陶系、 志留系、 泥盆系、 三叠系和侏罗系。新生代以来，运城盆地的主要沉降中心位于盐湖地区(图1b)(李有利等，1994；
程绍平等，2002)。一系列钻孔揭示了新近纪晚期以来运城盆地的沉积历史。例如，P3钻孔(Wangetal.，2002)和SG-1钻孔(Yanetal.，2020)分别揭示了7.1Ma和9.1Ma以来的沉积。中更新世(距今0.78Ma)以来，P3钻孔和SG-1钻孔的沉积厚度分别为254m和197.5m；
0.7Ma以来，盐湖钻孔记录的沉积物厚约200m(李肖杨等，2020)。这些钻孔数据表明，中更新世以来运城盆地的广大地区沉积速率稳定。基于年代学和沉积学指标，建立了中更新世晚期以来盐湖钻孔完整的沉积序列(李肖杨等，2020)。盐湖南部的3个浅地震勘探剖面表现出相似的沉积历史，更重要的是，盐湖东部6个联合钻孔揭示跨越盐湖南岸断层具有相似的沉积记录(曾金艳等，2020)，且可与盐湖钻孔对比(李肖杨等，2020)。其中，最具代表性的Pz3钻孔(曾金艳等，2020)地层序列的沉积学特征和年代学结果与盐湖钻孔(李肖杨等，2020)非常相似(图 2)，在50m深度附近均为一套红褐色粉砂质黏土地层，被认为对应黄土-古土壤地层的S2(李肖杨等，2020)。这些结果表明盐湖自中更新世晚期以来的沉积速率相对稳定。
中条山北麓断层晚第四纪以来非常活跃(程绍平等，2002；
Lüetal.，2014)。该断层全长约135km，为一高角度正断层，根据走向变化可划分为韩阳段、 解州段和夏县段(程绍平等，2002)。基于构造地貌(田建梅等，2013)、 古地震探槽(Lüetal.，2014；
司苏沛等，2014；
王怡然等，2015)、 遥感影像解译(郭春杉等，2019)和河流地貌形态(慈洪娟等，2016)等研究发现其3个分段在晚更新世以来均存在活动。已有工作表明，唐县夷平面及其相关沉积记录了该断层的垂直滑动速率自(3.12±0.1)Ma和(2.58±0.1)Ma以来分别为(0.25±0.01)mm/a和(0.27±0.01)mm/a(Xiongetal.，2018)；
探槽研究得到该断层自(24.7±0.2)ka以来的垂直滑动速率为(0.75±0.05)mm/a(司苏沛等，2014)。
盐湖被近平行的盐湖南岸断层和盐湖北岸断层围限(闫纪元，2021)。盐湖北岸断层未错断早更新世以来的地层(郭春杉等，2019)。盐湖南岸断层的浅层地震勘探和钻孔年代学结果表明该断层错断中更新世地层9.6m(郭春杉等，2019)。3个浅地震勘探剖面揭示盐湖南岸断层在晚更新世以来的总断距约为(7±3)m，联合钻孔的年代学揭示其在距今126～56ka的活动导致了3.5m的断距(曾金艳等，2020)。
利用地貌面在断层带两侧的总断距和废弃年龄可约束断层的滑动速率。小李村河在中条山北麓断层带发育了多级阶地，并被断层错断。结合野外观察和遥感影像解译等方法识别出小李村河阶地的分布规律和沉积学特征；
利用无人机摄影测量技术获取研究区的高精度DEM，得到各级阶地面的海拔高程及垂直断层方向上的地貌纵剖面；
采集各地貌面顶部的光释光年代学样品，并厘定其形成时代。
2.1 地貌分级与断层识别
地貌分级由下面5个步骤获得：
1)在野外识别阶地形态，并勾勒于Google Earth卫星图上；
2)统计每级阶地的沉积物特征，包括颜色、 厚度、 粒径、 分选度、 磨圆度和层理特征等并分层；
3)使用激光测距仪测量阶地的拔河高度和沉积地层的厚度；
4)根据海拔高度和沉积结构在Google Earth卫星图上对阶地进行分级；
5)绘制河流阶地横剖面图和纵剖面图。
断层的展布和分布特征反映了中条山北麓断层的活动性。断层识别方法包括：
在Google Earth卫星图上识别、 标记线性地表陡坎；
野外观察地层天然露头和人工探槽，对地层不连续、 砾石定向排列和断层陡坎等现象进行识别。
2.2 无人机摄影测量
无人机摄影测量简单快速且成本低廉，已被广泛应用于活动构造研究中(Xiongetal.，2017；
Liuetal.，2021)。本文围绕中条山北麓断层和小李村河阶地开展无人机摄影测量工作。我们使用大疆PHANTOM 4 PRO型号的无人机，配有2000万像素的1英寸大底索尼Exmor R CMOS传感器，并配有一个卫星定位模块(GPS/GLONASS)。进行影像采集前根据“均匀分布，不共线”的原则，在计划飞行区域内布设了15个控制点和2个检验点。使用Trimble GEO7X手持GPS确定每个点的地理坐标，精度优于5cm(图 3)。根据研究区的地形特征，将航拍高度设置为218m。在Agisoft PhotoScan 1.4软件中排列影像、 添加控制点、 创建密点云、 创建格网，得到由237帧照片拼接而成的0.593km2的正射影像，地面分辨率达到5.52cm/pix，并最终导出水平和垂直精度分别为0.4m和0.3m的DEM影像(图 3)。
图 3 无人机摄影测量技术获取小李村河断错地貌的DEMFig. 3 The DEM of the Xiaolicun River landform by the UAV photogrammetry technology.a 无人机摄影测量获得的覆盖研究区的区域合成图像；
b 无人机摄影相机的位置；
c 15个地面控制点及相关的水平误差和垂直误差DEM分辨率，每个地面控制点的误差以向量表示；
d 使用Agisoft PhotoScan 1.4软件生成的数字高程DEM模型航空图像。A1—A2和B1—B2、 B3—B4、 B5—B6分别为小李村河阶地横剖面(图5)和纵剖面(图6)
2.3 年代学方法
阶地顶部细粒物质的沉积年代更接近河流下切的时间，往往用来代表河流阶地的废弃年代(Xiongetal.，2017；
Liuetal.，2021)。本文采用AMS14C 年代学和光释光年代学方法厘定河流阶地的形成年代。前者的技术方法非常成熟，已被广泛运用于活动断层研究中(Lüetal.，2014；
司苏沛等，2014)，本文不再赘述，只简要阐述光释光年代学方法。在野外采样过程中，用圆柱形钢管(长25cm，半径为5cm)采集阶地顶面附近新鲜面的年代学样品。在T3—T1阶地下部的离石黄土基座、 T4—T2阶地顶部附近黏土层和T1阶地中部粉砂质黏土透镜体中共采集9个光释光年代学样品。在经实验室处理前用不透明黑色塑料袋对装有样品的钢管进行密封。在开展释光实验时，按照传统的样品前处理流程(Aitken，1998；
李冬雪等，2021)进行处理。
图 4 断层分布与小李村河阶地、 洪积扇的年代样品位置Fig. 4 Fault distribution and locations of dating samples for terraces and alluvial fan of the Xiaolicun River.黄色菱形为本文光释光样品的取样点，蓝色菱形为AMS 14C 样品的取样点(Lü et al.，2014；
司苏沛等，2014)
图 5 小李村河阶地横剖面结构Fig. 5 Cross-section of the Xiaolicun River terraces.
3.1 阶地分布
野外调查发现小李村河共发育4级阶地，从高到低依次为T4—T1，均为基座阶地。基座之上堆积了中更新世晚期以来的河流沉积物，T4—T1阶地西北侧广泛分布最新的洪积扇(图 3—5)。下面对各阶地、 黄土基座以及洪积扇的沉积学特征进行简要描述。
T4阶地南部以太古界花岗片麻岩为基座，基座之上及其西北侧出露中更新统砂砾石沉积(图4a，b)。砾石粒径为1～20cm，分选中等—较差，为次棱角状—次圆状，在粉砂质黏土层中发育平行层理和斜层理，黄色粉砂质黏土层含大量层状钙结核，使地层略微发白。T3—T1阶地下部以棕黄色黄土为基座，发育垂直节理，并受到小李村河侵蚀形成波状起伏的顶界，我们认为这套地层不同于马兰黄土，可能为中更新统离石黄土(图4c，5)。
T3阶地上部为黄色粉砂质黏土与灰黑色砂砾石互层，砾石粒径为1～20cm，分选差，以次棱角为主要特征。T2阶地在小李村河西南岸和东北岸发育，西南岸T2阶地上部灰黑色砂砾石层中夹2层厚0.8～1.5m黄色粉砂质黏土，砾石粒径为1～10cm，分选中等—较差，为次棱角状—次圆状；
东北岸T2阶地上部灰黑色砂砾石层中夹多个层状和透镜状黄色粉砂质黏土，砾石粒径为1～10cm，分选较差，为次棱角状。T1阶地上部堆积了灰黑色砾石层，其间夹多个透镜状黄色粉砂质黏土层，砾石粒径为1～40cm，分选差，为次棱角状。
洪积扇以黄色粉砂质黏土与灰黑色砂砾石互层为特征，夹粉砂质黏土透镜体，砾石粒径为1～20cm，分选差，为次棱角状，平行层理和斜层理在T3—T1阶地和洪积扇的粉砂质黏土中均有发育(图4d，e)。
3.2 断层展布与分布
跨越中条山北麓断层带的小李村河阶地和洪积扇露头共揭示了2条主断层(F1、 F2)和伴随主断层活动形成的29条破裂或分支断层(图 4，6)。F1沿着T4阶地西北侧陡坎分布，F2分隔了T3阶地和最新的洪积扇。伴随F1、 F2活动形成的破裂展布于T4、 T3阶地和洪积扇中。T4阶地内西南侧2条破裂延伸至阶地面，其西北侧的6条破裂均错断至阶地上部的黄色粉砂质黏土层及以上的灰黑色砾石层。F1和F2之间的1条分支断层错断了T3阶地下部的灰褐色砾石层和黄土基座。洪积扇内发育伴随F2活动形成的多条破裂，并组成地堑、 半地堑的构造样式。
图 6 小李村河阶地和洪积扇的纵剖面结构Fig. 6 Longitudinal-section of the terraces and alluvial fan of the Xiaolicun River.
3.3 年代学
本文以9个光释光年代结果(表1)和13个AMS14C 年代结果(Lüetal.，2014；
司苏沛等，2014)共同约束了小李村河流地貌的年代。T4阶地2个光释光年龄相近且其新老符合地层上下关系(图4a，5，6)，取较年轻的年龄(214.3±13.9)ka作为该阶地废弃年代。T3—T1阶地底部黄土基座的2个光释光年龄均证明了野外对其为离石黄土的判断。T3阶地2个样品取自同一地层，其年龄结果在误差范围内(图4c，5，6)，取(118.5±6.4)ka作为T3阶地的废弃年代。T2阶地的2个光释光年龄非常接近，且与地层上下关系一致，该阶地的废弃年代为(59.6±2.4)ka(图4c，5)。T1阶地的样品取自砾石层中部的粉砂质黏土透镜体，因此其年龄应老于阶地顶部河流沉积物的年龄，在这里取(10.9±0.5)ka近似代表阶地的废弃年龄。但阶地顶部的河流沉积物年龄可能略早于阶地顶面的废弃时代(Xiongetal.，2017)，因此本文所确定的阶地废弃年龄都可能被轻微高估。AMS14C 年代学结果表明断层F2以北的洪积扇出露地层约沉积于距今35ka以来，小李村河在距今1ka前后下切，使得洪积扇地层出露。整体上，本文的年代学结果与阶地序列一致，说明测年方法和结果可靠。
表 1 小李村河阶地的光释光年龄Table1 Optical stimulated luminescence ages for terraces of the Xiaolicun River
表 2 中条山北麓断层北盘(下降盘)沉积物的AMS 14C 年龄Table2 AMS 14C ages of sediments in the north wall(hanging wall)of the north Zhongtiao Shan Fault
4.1 小李村河地貌演化与中条山北麓断层活动的关系
T4基座为太古界花岗片麻岩，中条山北麓断层曾在其西北边缘活动导致其抬升，同时控制了断层两盘的沉积物发育(图4a，4b，6)。中更新世晚期，小李村河在山前堆积一套灰黑色砂砾石与棕黄色粉砂质黏土的互层沉积，断层活动导致这套沉积的中下部被断错。距今约214ka起小李村河开始下切，T4阶地被废弃并形成，主断层F1开始活动，并形成了T4东南的2条破裂。F1持续活动使T4阶地整体抬升，并最终形成高大的洪积台地。
距今214～160ka时，主断层F1断续活动使小李村河持续下切。此外，在倒数第2次冰期(距今190～128ka)，强烈的冬季风将更多粉尘输送至中条山山前，并堆积一套离石黄土(图4c，5，6)。小李村河侵蚀了部分离石黄土，并在其上堆积砂砾石碎屑和粉砂质黏土。F1的活动导致其西北侧的离石黄土及其上部砂砾石和粉砂质黏土层被断错。
距今约120ka起小李村河开始下切并形成T3阶地。由于T3阶地面未被错断，推测F1停止活动(图 4)；
F2开始活动，使位于该断层下盘的T3、 T4整体隆升。小李村河下切至离石黄土，并堆积透镜体状的粉砂质黏土层和砾石层。
约60ka以来F2持续活动(Lüetal.，2014)，在其西北侧洪积扇地层中形成了一系列破裂并组成小规模地堑或半地堑(图4d，6)。同时导致小李村河在F2下盘侵蚀下切，并在F2上盘堆积了砂砾石和粉砂质黏土。距今约10ka至今，小李村河下切形成T1，并导致T3—T1基座(即离石黄土)出露。F2持续活动使得T4—T1整体处于抬升状态，F2上盘继续接受山麓堆积，并形成现今的洪积扇。全新世期间，F2发生了3次古地震事件(Lüetal.，2014)，形成了众多分布在洪积扇全新世地层中的破裂。中条山北麓断层带的活动，使断层带上盘对应的4级阶地和离石黄土的地貌面和地层被后期的沉积物掩埋。
4.2 中更新世晚期以来的滑动速率约束
为了厘定中条山北麓断层带的垂直活动幅度，并减小河流堆积过程对地貌面高度的影响，本文以高差较大的T4、 T3及其在盐湖钻孔中对应的地层限定断层的滑动速率，并结合盐湖钻孔揭示2个地貌面在盆地中对应的海拔高程，共同限定断层滑动速率。
首先，厘定盐湖沉积在不同时期的厚度。Pz3钻孔上部近60m为盐湖南岸断层上盘最后2次气候旋回中的沉积记录(曾金艳等，2020)。该钻孔揭示在倒数第2次间冰期(距今245～190ka)、 倒数第2次冰期(距今190～128ka)、 末次间冰期(距今128～73ka)和末次冰期(距今73～11ka)的沉积物堆积厚度分别约为21m、 10m、 13m和7.7m。盐湖南岸Pz3钻孔和北岸盐湖钻孔(李肖杨等，2020)揭示了相似的沉积物厚度和光释光年龄，表明盐湖的沉积速率相对稳定，且T4、 T3废弃以来不受盐湖北岸断层活动影响(郭春杉等，2019)。
基于曾金艳等(2020)对Pz3钻孔的沉积学和年代学研究，本文重新解释并约束了对应中国黄土序列第2层古土壤S2(距今245～190ka)的层位12，其顶、 底界埋藏深度分别为(45.0±1)m、 (52.7±1)m(图 2)。采用线性插值计算对应T4废弃年代((214.3±13.9)ka)的沉积地层的埋藏深度。同理，本文利用Pz3钻孔揭露的沉积层9堆积时期(107.6～126.6ka)的平均沉积速率((0.193±0.031)mm/a)推算了对应T3废弃年代(距今(118.5±6.4)ka)沉积地层的埋藏深度为37.3m。
中条山北麓断层和盐湖南岸断层的持续活动使位于上盘对应T4、 T3废弃时期的沉积地层被新沉积物覆盖。本文根据Pz3钻孔所揭示对应T4、 T3废弃时期的埋藏层位(曾金艳等，2020)，推测气候因素引起了沉积速率的变化，从而导致沉积地层的埋藏深度误差分别达到3.8m和1.5m。以中条山北麓断层带最西北的破裂所在的洪积扇地表海拔为参考点(374.5m)，通过DEM测量得到T4、 T3地貌面的海拔高度，并将Pz3钻孔的2个埋藏深度转换为在参考点位置的海拔高度。假设中更新世晚期以来不同时期小李村河洪积扇的坡降是近似的，现今洪积扇在水平距离105.2m的坡降为31.7m，按比例推算T4、 T3到参考点的坡降分别为13.6m和1.5m。
结合T4、 T3的拔河高度和埋藏深度，减去地表坡降、 盐湖南岸断层活动形成的垂直断距，并考虑由气候影响沉积速率变化造成的沉积厚度误差后，获得T4、 T3废弃以来在中条山北麓断层带两侧的垂直断距分别为(67.1±6.7)m和(40.4±3.2)m，最终获得其相应的垂直滑动速率分别为(0.31±0.05)mm/a和(0.34±0.04)mm/a(表3，图 7)。
表 3 中条山北麓断层滑动速率的约束Table3 Constraints on the slip rates of the northern Zhongtiaoshan Fault
将本文结果与已发表的中条山北麓断层滑动速率结果进行比较(图 8)，发现该断层在中更新世晚期以来的滑动速率相比上新世晚期和早更新世以来更大，类似的现象在天山前陆(Luetal.，2019)和祁连山北缘(Zhengetal.，2010；
Hetzeletal.，2019)都已被观察到。这意味着中条山北麓断层在中更新世晚期以来活动加速，究其原因，不排除由于断层本身的活动规律导致长时期的平均速率低于短期内的速率。然而，针对不同时间尺度的断层滑动速率的研究表明，断层动力学特征及表现形式在演化过程中十分复杂(Mouslopoulouetal.，2009)。因此，未来引入更精细的测年手段并进行更深入细致的研究对于有效揭示断层的活动特征十分必要。
图 7 中条山北麓断层垂直断距的获取Fig. 7 Acquisition of vertical displacements of the north Zhongtiao Shan Fault.红色圆圈代表Pz3钻孔的光释光年龄取样点(曾金艳等，2020)；
灰色阴影为T3、 T4阶地对应的沉积地层
图 8 晚新生代以来中条山北麓断层的滑动速率变化Fig. 8 Variation of the slip rates of the north Zhongtiao Shan Fault since the Late Cenozoic.
本文对中条山北麓小李村河开展了地貌学和年代学研究。通过野外观察和无人机摄影图像识别出4级阶地和中条山北麓断层的2条主断层以及一系列破裂；
利用光释光和AMS14C 年代学厘定了T4—T1的形成时代；
以Pz3钻孔沉积物和S2-1顶、 底界约束的地层为框架，得到了对应T4和T3废弃时代的地层深度；
通过无人机摄影测量技术生成的高精度DEM影像获取了地貌面的海拔高程。扣除坡降和盐湖南岸断层活动的断距，以及气候变化影响和按平均速率推算导致的误差后，约束T4和T3废弃以来中条山北麓断层的垂直滑动速率分别为(0.34±0.04)mm/a、 (0.31±0.05)mm/a。中条山北麓断层在中更新世晚期以来的活动速率比长时间尺度的结果更大。
致谢光释光年代样品测试由北京光释光实验室科技有限公司完成；
梁浩博士提供了盐湖钻孔数据；
薛吉锁、 侯文强、 辛伟林博士和胡秀博士在野外工作中提供了帮助；
李传友和任治坤研究员对本研究提出了建议；
尹功明研究员给出了有关年代学方法的建议。在此一并表示感谢！
