2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081
2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China
阿尔金断裂带是亚洲大陆内部的巨型走滑断裂带，由一系列NEE-SWW走向的平行断裂组成，西起西藏北部的龙木错-郭扎错往东延伸至甘肃玉门镇东侧，插入吉林沙漠之中，全长约2000km (图 1)，它分割了塔里木盆地和柴达木盆地，控制着高原北部的几何学特征及基本构造格架，是青藏高原的北部边界，同时也是调节青藏高原变形和高原物质向东挤出的重要断裂之一，对它的活动时代和演化过程的认识直接影响到对青藏高原北部地貌格局的形成及块体的运动的认识。
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图 1 肃北区域地质图 图(d) 剖面位置见图(c) A-A’剖面，侏罗系地层出现褶皱，应力方向与阿尔金左旋走滑一致，软沉积物变形发现在该套沉积地层上部泥岩和粉砂岩中；红色圆圈为图 2剖面所在位置 Fig. 1 Geological map of Subei The cross-section A-A'marks the location of the cross section d. Note the stress direction consistent with the sinistral movement of the Altyn Tagh fault system. The black pentagon represents the location of soft sediment deformation; the red cycles mark the location of lithological column in Fig. 2 |
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图 2 区域侏罗系大山口组对比(据甘肃省地质调查局，1977①) 发现的化石组合主要集中在J1-2Ds2中部，包含Ginkgoites sp.(似银杏), Czekanowskia rigida (坚直茨康诺斯基叶), Phoenicosis sp.(拟刺蔡) 和DesmioPhyllum sp.(带状叶)，为典型的早-中侏罗纪化石组合，软沉积物变形出露在该套沉积地层顶部，为中侏罗世地层.剖面位置见图 1中红色圆圈 Fig. 2 Regional Jurassic lithological column comparasion Note the plants fossils are mainly locate in the middle part, including Ginkgoites sp., Czekanowskia rigida, Phoenicosis sp. and DesioPhyllum sp., which are typical fossil combination in Early-Middle Jurrasic epoch, the soft sediment deformations chiefly location in the upper Middle Jurrasic strata. See the red cycles in Fig. 1 for columms location |
①甘肃省地质调查局.1977.中华人民共和国区域地质测量报告别盖幅
20世纪70年代以来，国内外学者对阿尔金断裂的演化模式做了大量的工作，普遍认为阿尔金断裂带形成于新生代，其强烈的左旋走滑运动是受到欧亚板块和印度洋板块碰撞之后开始出现(Tapponnier et al., 1977, 2001；Yin et al., 2002)，这一特征在受控于阿尔金断裂活动的沉积体系中表现最为明显(Wang，1997；郭召杰和张志诚，1998；刘永江等，2001；王成善等，2004；刘志宏等，2010), 另一类观点认为阿尔金断裂形成于早古生代，由古裂陷槽或古洋盆发展而来，早古生代以来发生了多期活动(任纪舜等，1980；许志琴和崔军文，1996)，也有人认为阿尔金断裂形成时代更早，从元古代一直活动至今，并经历了多次运动方向的反转(周勇和潘裕生, 1998, 1999)，或者认为阿尔金断裂形成于华力西期(崔军文等，1999；郑剑东，1991)，侏罗纪(Arnard et al., 1999；刘永江等，2007)，晚白垩纪(刘永江等，2000) 或印支期(李海兵等，2001；Wang et al., 2005)。
阿尔金早期的活动证据主要来自于阿尔金断裂韧性剪切带和山体隆升的同位素年代学研究(张建新等，1999；李海兵等, 2001, 2006b；李海兵和杨经绥，2004；刘永江等，2000；Arnard et al., 1999, 2003；Wang et al., 2005)，确定了240~220Ma (李海兵等，2001；Wang et al., 2005)，180~140Ma (刘永江等, 2001, 2003；Arnard et al., 1999, 2003)，120~100Ma，90~80Ma (刘永江等，2000) 等一系列冷却事件；新生代以来的活动主要来自于对阿尔金断裂系控制的沉积地层和同位素热年代学，提出的活动期次为始新世(Jolivet et al., 2001；Yin et al., 2002；刘志宏等，2010)、渐新世(Rumelhart et al., 1997；王成善等，2004)、渐新世晚期到中新世早期(Yue et al., 2001)、中新世以前(Coleman and Hodges, 1995；Wang，1997；Tapponnier et al., 2001)，这些证据表明阿尔金断裂具有脉冲性的多期活动，每一期活动在断裂不同段的表现不同。然而阿尔金断裂长达2000km的规模究竟是如何形成的？不同时期阿尔金断裂的规模如何？尤其是如何生长？这些问题却很少有相关的讨论，并且断裂在早侏罗纪的走滑活动鲜有报道，中-晚侏罗纪活动全都来自于同位素热年代学研究，缺乏直接的证据。
地震成因的震积岩是断层活动的直接产物，其变形强度和分布密度都能反映出相关断裂的活动强度，本文旨在对阿尔金断裂东段肃北县城一带震积岩的研究，对这一时期古阿尔金的活动情况进行探讨，结合古阿尔金韧性剪切带、沉积地层年代学和火山活动等研究，对古阿尔金断裂的生长模式做相关的探讨。
2 地质背景研究区位于阿尔金断裂带东段肃北县城南部地区(图 1)，阿尔金断裂带在此段呈现出复杂的几何学关系，北阿尔金断裂走向N73°E方向，断错第四纪地貌单元并继续向北东向延伸，南阿尔金断裂则发生一定的偏转拐向党河南山一侧，断层性质由左行走滑断层逐渐转变为走滑-逆冲断层，形成党河南山山麓逆冲断裂；南、北阿尔及断裂之间区域发育一系列次级断裂，断裂性质以走滑和逆冲为主，局部有正断层出现，次级断裂大多作为不同时代地质体的分界线(图 1c)，同属阿尔金断裂系。阿尔金断裂带肃北段第四纪活动强烈, 肃北以西段滑动速率约为17mm/a, 以东段降为11mm/a，缺失量在N45°E上的分量与党河南山区缩短速率一致(徐锡伟等，2003)，说明第四纪以来党河南山的隆升及其山麓逆冲断裂的发展演化可能受阿尔金断裂的控制，其确切的开始隆升的时代说法不一，Burchfiel et al.(1989)和Meyer et al.(1998)认为党河南山、祁连山及区内发育的逆冲带形成于几百万年前，George et al.(2001)则认为该逆冲带早在20Ma就已经强烈活动，但一致的观点是党河南山是新生代或至少是在白垩纪(李海兵和杨经绥，2004) 以后才开始隆升，其山麓逆冲断裂也应该是侏罗纪之后的产物。域内发育多期岩浆岩活动，主要时代为华力西期和加里东时期(甘肃省地质调查局，1976①)，岩浆岩覆盖了区内大部分范围，但与阿尔金断裂活动的关系不甚清楚；断裂东段红柳峡、昌马盆地地区曾有白垩纪岩浆岩与古阿尔金活动的探讨(杨经绥等, 2001; 李海兵和杨经绥, 2004)，西段新生代火山岩也有报道(刘丛强等，1989；Arnard et al., 1992；刘嘉麒和买买提，1990；邓万明，2003)。
①甘肃省地质调查局.1976.中华人民共和国区域地质调查报告肃北幅
区内沉积地层发育不完整，中生代地层部分缺失，大都未经历变质作用。侏罗纪地层主要分布在黑大板，牛圈一带，出露面积稀少，不整合覆盖于震旦系地层之上(图 2)，共发育两套地层：中下侏罗统大山口群和上侏罗统赤金堡群；大山口群为一套内陆湖沼碎屑岩沉积，由下部砂砾岩向上逐渐变为粉砂岩、粉砂质泥岩，局部有煤线出露，整体上呈现由粗到细的韵律，反映出该套沉积物形成时较为温暖的气候，沉积环境由河流相逐渐演变到静水湖泊相，软沉积变形赋存于肃北黑大板地区大山口群上部粉砂岩、泥岩互层中，为静水湖泊相(图 1d、图 2)。区内出露侏罗系地层具有良好的对比性，与邻区昌马北大窑发育的同样具有可比性(图 2)；侏罗系地层空间展布方向与阿尔金断裂一致，次级断裂严格控制了大部分侏罗系地层的边界，地层分布范围代表了侏罗纪时期沉积盆地范围，属拉分盆地性质，盆地内沉积地层受后期阿尔金断裂带左旋走滑的影响发生褶皱(图 1d)。
3 肃北软沉积物变形特征本次发现的软沉积物变形层发育于中下侏罗统湖沼相环境中，大多记录在粉、细砂岩交界层面，一般为粉砂层发生扰动，变形层厚度在5~30cm之间。在野外剖面中我们细分了26层软沉积物变形层(图 3)，软沉积变形构造形式包括球枕构造、负载构造、液化底劈和液化褶曲等。
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图 3 肃北软沉积物变形特征剖面 剖面上共发育26层变形层，且主要集中在剖面南部，在南部13m长的剖面中共发育21层软沉积物变形层; 白色框架为图 4~图 7在剖面上的大体位置 Fig. 3 Soft sediment deformation developed cross-section 26 layers in all. Most of them are visible in the southern part; the white rectangle marks the position of Fig. 4~Fig. 7 |
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图 4 肃北剖面层8、13、3、18中记录的负载构造和球枕构造，分别对应照片(a)、(b)、(e)、(f) Fig. 4 Load and pillow structure recorded in layer 8, 13, 3, 18, corresponding photos are (a), (b), (e), (f), respectively |
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图 5 肃北剖面，层26记录的液化卷曲变形 Fig. 5 Liquefaction induced convolution structures in layer 26 |
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图 6 层6和21中记录的液化砂火山和液化底劈构造，分别对应照片(a) 和(c) Fig. 6 Liquefaction induced sand crater and diapir in layer 6 and 21, coresponding to photos (a) and (c) respectively |
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图 7 软沉积物变形层17, 21中发育的液化角砾构造 (a、b) 为层17中发育的液化角砾构造，(c、d、e) 对应层21，图(c) 左边白色方框为图 6(c)的位置 Fig. 7 Liquefied breccia recorded in layer 17 and 21 (a, b)-the liquefied breccia in layer 17; (c, d, e)-the liquefied breccia in layer 21; note the position of Fig. 6(c) in the left white rectangle of (c) |
负载构造是上覆粗颗粒岩层下陷入下伏细颗粒层中的一种构造，当下陷体脱离母体时称为球-枕构造。肃北剖面层3, 8, 13, 18发育球-枕构造和负载构造(图 4) 重点讨论层8和13。层8位于剖面南侧(图 3a)，扰动层总厚25~30cm，如图 4a, c所示，由四层砂岩组成，底部为灰褐色泥质粉砂岩，中部为细砂岩(层2)，其上为淡黄色薄层粉砂岩，顶部为另一层偏灰色细砂岩(层1)；负载构造和球-枕状构造主要出现在两层细砂层底部：层1底部砂体下陷入下伏粉砂岩互层中，形成扁圆形球状构造，椭球体长轴直径约15cm，短轴直径4~5cm，其颜色偏灰，与层1接近而与层2不协调，并且其顶、底部仍见同心环状粉砂层，应为球枕体在下陷过程形成的挠曲；层2底部局部下陷，带动下部粉砂层发生类似的扭曲变形，且这种变形在与细砂岩交界面最强烈，往下逐渐消减。
软沉积变形层13位于剖面的中部，实际上由多个细层、软沉积变形层组成，主要软沉积物变形为负载构造，局部形成球-枕构造。如图 4b所示，负载构造主要分布在变形层13中的细砂层底部，在三层较厚的细砂岩层中表现最为明显，变形程度由上而下逐渐减弱：最顶部细砂层(层3) 直接尖灭于泥质粉砂岩层中，尖灭端形成枕状砂体，长轴直径6cm，短轴直径3~4cm，下伏灰色泥质粉砂岩原始层理难于辨认，仅在局部可见，为强液化层；中部细砂层(层2) 厚4~10cm，厚度出现规律性波动，砂体底部下陷处层厚增大，但并没有发育脱离母体，直接掉入下伏软弱层的球-枕状构造；底部细砂层(层1) 厚4~6cm，变形程度相对于层2和层3明显减弱，负载构造仅在小的局部范围内发育，基本上仍能保持整体砂岩层的层理和层厚。
3.2 液化卷曲变形液化卷曲变形一般出现在薄层粉砂岩互层中，在强剪切力的作用下，未固结成岩的平行层理发生扰动卷曲。肃北侏罗纪剖面中层26是一种液化卷曲变形构造，如图 5a所示，在两端水平层所限定的范围内，粉砂层出现强烈的卷曲变形，并伴生一些黄色条状、球状砂岩块体。更精细的结构显示(图 5b) 这些水平层实际由多个细薄的粉砂岩层、泥质粉砂岩层共同组成，图 5b液化卷曲变形层总厚约30cm，粉砂层厚多在1~2cm之间，两侧为未变形的粉、细砂岩层，层厚较大，能干性较强的淡黄色粉砂层在层内破碎严重，在局部呈角砾状出现，基本难于辨认其原始层位分布。
3.3 液化砂火山和液化底劈在强地震动影响下，软沉积物液化层向上运动，刺入上覆层理的构造现象称为液化底劈，当液化体刺穿上覆隔水层时称为液化砂火山。肃北剖面同样记录了液化底劈和砂火山构造，在层3, 6, 17, 21中都有类似的表现，层6为比较典型的砂火山构造(图 6a, b)。
图 6a中细砂层厚约4cm，下部粉砂岩层向上拱起并刺入该层中，造成细砂层在这一部分层理发生扰动，与原始层理不协调，但从粒度和颜色上两者仍是一致的，拱起的粉砂岩层厚约4cm，往下过渡为原始水平层理，顶部为具原始水平层理的棕黄色粉砂层；层21(图 6c, d) 中则发育多处液化底劈构造，底部粉细砂岩刺入上部细砂岩中，但并未刺穿上覆细砂岩层，细砂层受地震动影响出现较轻程度的液化，层厚明显不均一化，该层同样发育大量黑色角砾状碳质粉砂岩块，为地震成因的液化角砾构造。
3.4 液化角砾当液化作用十分剧烈时，大量密集分布的砂岩脉体刺入围岩，将围岩分割成不同规格的细块状而形成的特殊岩层称为液化角砾岩。肃北剖面共揭示两层角砾化的岩层，层17和层21，共同的特点是液化角砾岩层上覆和下伏岩层都是扰动不甚剧烈的岩层，能辨认出较完整的水平层理(图 7)，角砾都能鉴定出原岩的岩性，局部能分辨出原岩的层理面。层17中角砾呈拼贴状分布在图 7a中部，具有不同的形状和颜色，包括淡灰色的泥质粉砂岩块、淡灰黄色细砂岩块体、棕褐色细砂岩块体，围岩为淡灰黄色细砂岩，局部见层1中下陷的砂体和扰动的细层(图 7b)；层21中角砾布局清晰，基本为黑色泥质粉砂岩和灰黄色细砂岩两种岩性(图 7d)。
4 讨论 4.1 软沉积物变形条件与地震成因 4.1.1 软沉积物变形形成条件软沉积物变形成因具有多元化，包括地震、滑坡、海啸、风暴、重力流和行星撞击等(Moretti and Sabato, 2007；Simms，2003；McCalpin，2009；Mclaughlin and Brett, 2004；Bhattacharya and Bandyopadhyay, 1998)，但区域性具有固定层位的软沉积物液化变形往往是地震诱发形成的，通过软沉积物变形来研究古地震是一种有效的方法(乔秀夫等, 1994, 2008, 2011, 2012；Song and Gao, 1985；李海兵，2006；杜远生等，2007；彭阳等，2009；Mclaughlin and Brett, 2004；Bhattacharya and Bandyopadhyay, 1998)。它起源于Heeze and Dyke (1964)对1929年加拿大Grand Bank大地震引发的海底浊积岩的研究，1969年由A.Seilacher正式命名为震积岩，应用已十分广泛，国内学者乔秀夫等(1994)通过对华北地区震旦系碳酸盐沉积的研究，建立了华北碳酸盐软沉积的地震序列，Song and Gao (1985)通过对北京迷雾山组软沉积物变形的研究揭示了北京地区在前寒武纪经历过的灾变事件，并建立了一套地震-海啸地层序列，Mclaughlin and Brett (2004)则发现肯塔基州奥陶纪广为分布的震集岩层与塔科尼克造山带隆升期对应良好。
研究表明，湖泊相的沉积环境特别容易保存这种古地震遗迹，特别新生代以来的沉积盆地记录了丰富的软沉积物变形事件(Moretti and Sabato, 2007；Monecke et al., 2004；Montenat and Barrier, 2007；Rodríguez-Pascua et al., 2000, 2009；Schnellmann et al., 2005), 原因在于，(1) 软沉积物变形对地下水位有特定的要求，液化层往往是含有饱和或过饱和水的层位；(2) 湖相环境沉积速率普遍较慢，发育很细的纹层，这种细粒度砂层与淤泥质层相互交替易于液化的发生与保存；(3) 湖相静水沉积环境容易排除波浪、滑和重力流等因素的干扰，地震成因的可能性很大。对软沉积变形的理论解释同样已经相当成熟，涉及到多种常见的软沉积构造的地震成因解释(McCalpin et al., 2009；Kuenen，1958；刘颖和谢君斐，1984；Matsuda，2000；Moretti and Pieri, 2002；Moretti and Sabato, 2007；乔秀夫等, 2008, 2011, 2012)。
球枕-负载构造地震成因解释：球-枕构造是一个不包括成因的描述性的名字，最早由Smith于1916年提出，往往与负载构造伴生，负载构造则由Kuenen (1953)年提出，是在强地震动影响下的产物。形成机理为下伏细粒软弱层在强剪切力作用下，颗粒之间重新调整位置，孔隙水来不及排出致使孔隙水压力超出正应力，颗粒处于悬浮状态而丧失剪切强度，上覆软沉积物陷落入软弱层中而形成的一种特殊沉积构造，图 8为该过程的示意图；Moretti and Pieri (2002)的研究表明，负载体的长、短轴比与液化层的厚度和负载体的下陷距离有相关，液化层厚度、负载体的厚和运移的距离越大，负载体越扁。
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图 8 球-枕状构造形成示意图(据乔秀夫等，2008修改) Fig. 8 Earthquake induced load and pillow structure (after Qiao et al., 2008) |
图 4a中球-枕和负载构造至少反映了2期细砂层下陷的事件，细砂层1下陷的距离明显大于层2，应该为时代比较靠前的事件。剖面层13顶部变形剧烈，局部脱离母体形成球-枕构造，变形层(层3) 下部出现无层理，均一的强液化层，底部变形层(层1) 变形强度明显弱于顶部且被具有水平层理的粉砂层分隔，应代表不同期次的震动液化事件。
液化卷曲构造地震成因解释：地震成因的液化卷曲构造特征是卷曲的轴面排列没有特定的规律，也没有特定的剪切指向，这与韧性剪切带中形成的褶皱明显不同，后者应符合特定的剪切指向；液化卷曲构造一般与液化均一层共生，均一层通常出现在卷曲变形的顶部，代表强烈的液化形态，是粒度较细的颗粒液化挤出液化层，在其顶部形成的次生不具原始层理的均一层(Montenat et al., 2007)。软沉积物变形层26中，卷曲的轴面排列无定向，平行、垂直和斜交层理方向都存在，这种现象并不能用顺层滑动来解释，后者形成的褶皱应符合特定的剪切指向；卷曲层理往下、往上仍为平行层理，未见波痕和交错层理，由此推断该套软沉积变形同样与流水作用无关，是受强地震动影响而液化，在原地形成的构造现象。
液化底劈构造地震成因解释：结合层6中发育的液化砂火山现象，图 9是对其形成机理的一种解释，地震发生前沉积层为具有原始水平层理的粉细砂层，在强地震动的影响下伏易液化层出现强烈的液化并刺穿上覆富含泥质的弱隔水层并喷出地表，后期再次接受堆积形成新的具有水平层理的粉砂层堆积，故图 8所揭示的厚约21cm的岩层组合至少反映了一次古地震事件，发生时间限定在顶、底部具水平层理限定的时间段之间，根据液化底劈构造出现的规模和底劈体的成分，我们推测这是一次能量较小的古地震事件，能量较大的地震往往会形成规模较大的底劈构造并且底劈体中可能会残留被刺入层的携入体(乔秀夫等，2012)
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图 9 液化底劈和液化砂火山地震成因机理解释(据Montenat et al., 2007修改) Fig. 9 Illustration to show the formation of liquefied crater and diaper (modified after Montenat et al., 2007) |
液化角砾构造地震成因解释：液化角砾形成时围岩一般为固结或半固结状态，一般形成与沉积层形成一段时间之后，要求十分强烈的地震动条件，这一现象在我国四川盆地、塔里木盆地及南悉尼盆地都有发现(乔秀夫等，2012；何碧竹等，2010；杜远生等，2007)。图 10中黑色粉砂质角砾被细砂岩包裹，黑色泥质粉砂岩为原位岩层，地震时黄色细砂层液化剧烈液化并挤入该层，将其撕裂成具有可拼贴性的角砾状，角砾可能经过了极短距离的搬运，多为尖棱角状，两者之间的交切关系可见图 10b，显微构造显示黄色细砂层作为主动层，刺入黑色泥质粉砂层中。
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图 10 肃北中侏罗世软沉积物变形中的液化砂体显微特征 Fig. 10 Microstructures of the typical soft sediment deformation in Subei |
地震成因的软沉积变形只能发生在特定的环境中，影响因素包括堆积物的粒度，地下水位、地震动参数和沉积物组合等，这一点已在历史地震的研究和模式实验中证明(朱海之，1978；刘颖和谢君斐，1984；Munson et al., 1997；Moretti et al., 1999, Obermeier, 1996, Obermeier and Pond, 1999)，世界范围内发现的软沉积物变形记录，不论来自湖沼相、河流相、海相还是风成相，软沉积物变形大都集中在泥质粉砂、粉砂到细砂之间(Mclaughlin and Brett, 2004; Bhattacharya and Bandyopadhyay, 1998；Moretti，2000；Moretti and Sabato, 2007；Monecke et al., 2004；Obermeier，1998；Simms，2003；乔秀夫等，2012)，换算的粒径范围为0.075~0.25mm。对我国历史地震的研究表明最易发生液化扰动的粒径范围在0.01~0.24mm之间，当0.04~0.06mm粒径颗粒达到峰值时，液化现象尤为显著，海城地震地表喷出物粒径在0.05~0.09mm之间的颗粒占60%以上，唐山地震在天津一带的地表喷出物粒径为0.035~0.09mm之间(刘颖和谢君斐，1984)。2008年汶川地震造成的液化现象与前两者不同，地表喷出物往往携带有一定量的砾石(袁晓铭等，2009；王维铭等，2011；侯龙清等，2011)，最大的砾石直径可达15cm，德阳液化地区的工程勘探的结果证实了砂砾石层的液化，但液化的主体仍是粉细砂物质。Obermeier (1996)通过研究1811-1812 New Madrid地震和1886 Clarston地震认为砂砾层同样可以液化，但是液化条件比粉细砂层更苛刻，前者只能在MW>7.0的条件下才能产生液化，而后者在MW>5.5的情况下便能形成大规模的液化现象，即使上覆的隔水层并不是严格的隔水层。Tsuchida and Hayashi (1971)通过实验给出了不同粒径出现液化难以程度(图 11)，粒度均一的并且分选良好的砂体，易液化的平均粒径范围在0.09~0.8mm之间，而级配良好，分选较差的沉积物易液化的区间在0.04~0.9mm之间。
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图 11 液化难易程度与粒度统计关系(据Tsuchida and Hayashi, 1971修改) Fig. 11 Grain size and susceptibility to liquefaction (after Tsuchida and Hayashi, 1971) |
肃北县城南部中侏罗世地层中，液化变形层包含细砂岩和粉砂岩，颗粒粒径在0.05~0.5mm之间，0.2~0.3mm的粒径约占60%，泥质粉砂岩颗粒粒径为1~20um之间(图 10)，它具有典型的隔水性质；地震过程中细砂岩作为液化主体液化剧烈，图 10b中可见细砂岩脉体刺入泥质粉砂岩中，泥质粉砂层作为上覆隔水层，部分残体被带入到液化体中；液化细砂岩粒径均一，与现代地震地表喷出物的特征高度一致(刘颖和谢君斐，1984；朱海子，1978)。
4.1.3 软沉积物变形与古地震震级震源参数、地震波衰减规律和场地条件三者共同决定一次地震在场地处形成的地表加速度、速度场分布，工程地震上人们通过断层概率模型、现场试验和台站记录获取相关数据；在缺少其中任何一个相关环节的时候，人们无法精确地定量计算地表加速度值，从而无法得知震级与地震动参数之间的定量关系。然而通过对历史地震的经验总结，人们能够通过不同的方法推测历史地震的强度(刘颖和谢君斐，1984；Ambrasseys，1988；Obermeier et al., 1993；Pond，1996；Monecke et al., 2004；Olson et al., 2005；Street et al., 2004；Rodríguez-Pascua et al., 2000)。Ambraseys在1988年提出的最大液化距离与震级关系应用的较为广泛，统计的历史地震样本主要集中在板块边界上，震源深度小于50km，Street et al.(2004)应用此方法重新厘定了美国中部Wabash峡谷新生代以来4次地震事件的震级，但Olson et al. (2005)认为Ambrseys的统计规律并不适用于美国中部地区，该统计样本包含了全球多种地质、构造和场地条件下的地震，拟合出的震级-液化距关系并没有针对性，真正适用于一个地区的拟合曲线需要基于本地区场地条件、地震波衰减规律等，建立起适合这一地区的最大液化距和震中之间对应的关系(Obermeier et al., 1993；Pond et al., 1996)。
图 12a是刘颖和谢君斐(1984)统计我国1955年以来，900年历史地震与记录到的最大液化距离之间的经验关系，这一统计关系理论上适用于我国大部分地区，统计的地震样本值大都来自历史上对这些地区的记录，为验证这个统计经验公式，我们采用唐山、海城和汶川地震进行验证，如图所示，绿色方框代表我国唐山、海城地震、汶川地震(官方震级分别为MS 7.3，MS 7.8和MS 8.0级)，计算所的到海城地震震级为MS 7.4级(最大液化距离100km)，唐山地震震级为MS 7.8级(最大液化距离200km)，汶川地震震级为MS 7.9(最大液化距离280km，到达甘肃省陇南市，(曹振中等，2010))。依据我们发现的软沉积变形剖面到北阿金断裂的距离10km计算，肃北剖面在这里对应震级在MS 6~6.5之间；同样的，应用Ambraseys (1988)的统计规律计算，肃北剖面对应的最小震级大于MW 5.5(图 12c)，由于Ambraseys统计样本同时包括了多种地质、场地环境，对应的震级普遍偏小，在本文中作为可能震级的下限，唐山和海城地震在该图上明显偏小。
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图 12 最大液化距离与震级统计关系(a, 据刘颖和谢君斐, 1984)、肃北软沉积物变形到阿尔今年断裂之间的距离约为10km (b) 和矩震级与最大液化距离统计关系(c, 据Obermeier，1996) Fig. 12 The empirical relation between maximum liquefaction distance and earthquake magnitude (a, after Liu and Xie, 1984), distance (10km) from the deformation site to the northern Altyn Tagh fault (b) and empirical relation between maximum liquefaction distance and earthquake magnitude (MW) (c, modified after Obermeier, 1996) |
软沉积变形的类型与震级之间也有着对应的关系，相关的论述见Rodriguez对西班牙东北部湖相沉积的描述(Rodríguez-Pascua et al., 2000)；一般公认的是软沉积变形只有在震级大于5级以上的地震过程形成，不论其他条件是否有利于砂土液化的产生，震级小于5级的地震没有足够的持续时间使得沉积发生变形(Atkinson et al., 1984)，大规模的液化现象只有在震级达到5.5~6级之后才能出现(Ambrasseys，1988)。对湖相沉积而言，深水环境下形成细粒沉积物的内粘聚力与抗剪强度明显高于浅水环境下形成的粗粒堆积物(Grimm and Orange, 1997)，在相同的地震动条件下，一般是浅水堆积体系中先发生软沉积变形，且软沉积变形的程度较低，比较特征的软沉积变形产物为环形层和扰动纹层；随着变形强度的增加逐渐出现液化砂岩脉体、球枕装构造和液化角砾岩等，其中液化角砾岩形成的前提条件是上覆隔水层出现固化或半固化，液化脉体刺入其中并将其分割成小块体需要有很强的地震动和持续时间，对应很强的地震事件，最强的地震动则是粗颗粒砾石液化喷出地表。Rodríguez-Pascua et al.(2000)通过总结文献中出现的软沉积变形类别与震级之间的关系认为，湖相静水环境下球枕构造形成的震级范围在6.5~7.5级之间，而液化角砾岩出现的震级范围在7.5级以上。由此推断赋存于肃北剖面中软沉积变形中的古地震最大震级可能达到7.5级以上。
4.2 阿尔金断裂带中侏罗世活动证据震积岩是地震活动的直接的产物，震积岩的形成年代可代表相关断裂的活动时代，并且这一特征与来自韧性剪切带中的活动时代有所不同。肃北软沉积物变形集中出现在早中侏罗世湖沼相沉积体系中，发现的化石主要包括Cinkgoites sp., Phoenicopsis sp., Czekanowskia rigida等早-中侏罗世典型的银杏类化石(甘肃省地质调查局, 1976), 震积岩出现的层位接近这套沉积体系的顶部，应属中侏罗世底层。其产出的构造环境暗示了与古阿尔金断裂带的活动密切相关(图 1a)，研究范围内阿尔金断裂带是规模最大，时代最久远的一条断裂，剪切深度可达上地幔(许志琴等，1999)，是最有可能在侏罗纪产生大地震的断裂，区内发育的次级段层规模普遍小于10km (图 1c)，难以形成大的地震事件(Wells and coppersmith, 1994；Bodin and Brune, 1996)。
党河南山逆冲断裂、北祁连山逆冲断裂系是新生代以来欧亚板块与印度洋板块碰撞，阿尔金断裂带新生代左旋运动的产物，其形成时代为15~5Ma，并由西向东逐渐扩展；(Burchfiel et al., 1989；Meyer et al., 1998；Tapponnier et al., 2001)，Yin et al.(2002)则认为南山山麓逆冲断裂形成于50~40Ma，祁连山北缘逆冲断裂的形成时代为40~30Ma，之后才形成大雪山逆冲断裂(30~20Ma)；Wang et al.(2006)通过研究柴达木盆地的演化认为，晚始新世柴达木盆地才开始形成，之后伴随阿尔金断裂继续向北东方向扩展，形成类似现代青藏高原北部的地貌特征，暗示祁连山逆冲断裂形成时代为晚始新世；李海兵和杨经绥(2004)通过综合研究同位素年代学，变形构造，古地磁，火山活动等研究认为祁连山北缘断裂形成的年代为白垩纪。这些证据表明党和南山逆冲断裂-祁连山北缘逆冲断裂系不太可能在侏罗纪存在活动，或者即使存在活动，也同属整个古阿尔金断裂系的活动，肃北地区中侏罗纪震积岩地层(肃北剖面) 记录了古阿尔金断裂在这一时期的强烈活动。
肃北剖面共发育了26层软沉积变形层，变形层间为未变形层或弱变形层。理论上每一次地震导致沉积物发生变形之后，都会重新接受沉积发育原始层理，如图 9所示，具原始层理的，覆盖在软沉积变形层上的地层代表地震间歇期，但考虑到实际工作中难以识别原始层理和确定某一层是否为扰动层，我们不能草率地认为有26次地震事件；然而如上文所述，这26层软沉积变形与震级之间特定的分布关系，使得我们认为至少包含了由弱到强的4次古地震事件，最小一次事件由图 9液化砂火山限定，最大的两次古地震事件对应13和21两层液化角砾岩，液化砂砂岩脉体，球枕构造至少反映了一次以上的古地震事件，据此我们认为该肃北剖面反映了古阿尔金断裂在中侏罗纪时期的一次地震幕。
4.3 阿尔金断裂中侏罗世断裂规模如前所述，阿尔金断裂活动具有多期脉冲性质，早期强烈活动的期次从早古生代到晚白垩纪都有报道。李海兵等(2001, 2006b) 认为索尔库里地区定向生长的深熔锆石代表了走滑开始的时代，将阿尔金断裂形成时代限定在240~220Ma，Wang et al.(2005)等对当金山口糜棱岩中钾长石和黑云母的研究同样显示这一时期阿尔金断裂具有走滑的特征；刘永江等(2000)早期认为古阿尔金断裂左旋走滑开始于晚白垩纪，这一构造热事件在当金山口、柴达木、格斯断槽变质岩中都有体现，后期则认为阿尔金山-阿克塞一带，中生代剪切带中片麻岩新生白云母的39Ar-40Ar表面年龄代表了阿尔金断裂走滑起始年代，时代为178.4~164.3Ma (刘永江等，2007)；Arnard et al.(2003)对阿尔金中段当金山口地区糜棱岩化的片岩和花岗岩的热年代学研究给出162~140Ma的年龄，阿尔金西段康西瓦地区糜棱岩化片岩和片麻岩的39Ar-40Ar年龄为180~150Ma及112Ma。
到目前为止，古阿尔金断裂在侏罗纪的活动证据全都来自于韧性剪切带中变质岩的同位素年代学研究，主要年代学方法为39Ar-40Ar测年法，然而39Ar-40Ar测年获取的是地质体冷却年龄，不能正真代表古阿尔金断裂走滑活动的时间，韧性变形是一个持续、缓慢的运动过程，脆性变形是快速运动的产物，如地震，它直接、直观地代表断裂的活动。鉴于侏罗纪时期这一构造热事件在我国西部广泛分布(Arnard et al., 2003)，它可能代表了古阿尔金断裂在这一时期强烈运动的时代。古阿尔金断裂在侏罗纪活动的时间段集中在180~150Ma，相当于中-晚侏罗纪，早侏罗纪活动的证据缺失，来自震积岩的证据表明古阿尔金断裂在中侏罗世已经向东扩展到肃北县城一带，结合Arnard et al.(2003)提出的在康西瓦地区糜棱岩中180~150Ma年代记录，我们认为古阿尔金断裂在中侏罗纪往东至少已扩展到肃北一带，往西扩展到康西瓦以东地段，断裂规模可达上千千米。
4.4 阿尔金断裂带不同时期的规模与演化阿尔金断裂带切割了青藏高原北部不同块体，控制了高原北部几何学特征及其基本构造特征，新生代以来强烈的走滑运动以得到普遍认可，并且这一时期的阿尔金断裂已经具有了上千千米的规模，我们在综合考虑软沉积物变形，阿尔金韧性剪切带同位素年代学和火山岩研究的基础上提出了阿尔金断裂可能的空间扩展模式(图 13)。
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图 13 阿尔金断裂演化模式 由早期的300km扩展到现代近2000km规模；红线代表古阿尔经断裂在晚三叠纪的规模，绿线代表在侏罗纪的规模，棕色线条代表在白垩纪的规模，黄线代表阿尔金断裂现代的规模 Fig. 13 Evolution of the Altyn Tagh fault system, from Late Triassic to Neozoic, the fault trace expanded from 300km to 2000km |
(1) 古阿尔金断裂带开始时代为晚三叠纪。这一时期古阿尔金断裂活动的记录，表现在索尔库里-当金山口一带晚三叠纪左旋走滑韧性剪切带的存在(李海兵等，2001；Wang et al., 2005)，初始断裂规模接近300km，可能与这一时期古特提斯洋关闭，冈瓦纳大陆的羌塘微块体与柴达木微块体的碰撞有关(李海兵等，2006b)。
(2) 侏罗纪时期，古阿尔金断裂带沿袭三叠纪断裂，主要往南西方向扩展。到中侏罗纪时期向东方向以扩展到肃北县城一带，同一时期发育的湖沼相沉积地层记录了密集的软沉积物变形现象；中-晚侏罗纪时期，古阿尔金断裂活动主要记录在韧性剪切带中，在断裂中段当金山口一带和断裂西段康西瓦一带都有报道(刘永江等，2007；Arnard et al., 2003；Wang et al., 2005)，古阿尔金断裂在侏罗纪已经具有上千千米的规模，可达1500km，古阿尔金断裂这一时期的活动可能与拉萨块体向北的拼贴有关(刘永江等, 2007)。
(3) 白垩纪时期, 阿尔金断裂主要往东扩展，古阿尔金断裂的规模基本已接近现代规模，青藏高原北部雏形已基本形成(李海兵等, 2006b)。早白垩纪活动年龄在断裂西段康西瓦地区(Arnard et al., 2003)，中段当今山口(刘永江等，2003；Arnard et al., 1999)，东段昌马盆地(李海兵和杨经绥, 2004) 都有分布, 中-晚白垩纪活动年龄广泛分布整个阿尔金断裂区域(刘永江等，2000; 李海兵和杨经绥, 2004; 杨经绥等, 2001)。值得注意的是，这一时期古阿尔金断裂的活动不仅仅表现在韧性剪切带中，而且伴随大量的岩浆活动，在断裂东段这一现象最为明显(杨经绥等, 2001)，岩浆活动可分为120~100Ma和80Ma两期，在祁连山西段山间盆地早白垩纪地层中同样发现了大量的软沉积物变形，指示古阿尔金断裂在这一时期强烈的活动(李海兵和杨经绥等, 2004)。阿尔金断裂在白垩纪时期的规模接近1700km，这一时期中特提斯洋关闭，来自冈瓦纳大陆的冈底斯微陆块沿班公湖-怒江向北俯冲有关(李海兵和杨经绥, 2004)。
(4) 新生代以来，由于欧亚大陆与印度洋板块的碰撞，阿尔金断裂再次活化，产生了强烈的左旋走滑运动，并同时往西南，北东方向脉冲式地扩展，南西端形成龙木错-郭杂错断裂，东北端延续到巴丹吉林沙漠中。这一特征在阿尔金沿线发育的大型沉积盆地中表现最为明显，葛肖虹等(1998)认为始新世晚期柴达木盆地受控于阿尔金断裂左旋走滑的“反S形”构造雏形开始出现，刘永江等(2001)通过研究同沉积构造变形开始的时间，侏罗纪以来塔里木盆地和柴达木盆地沉积物厚度认为始新世中期阿尔金断裂才错断塔里木盆地和柴达木盆地，暗示阿尔经断裂在晚-中始新世的强烈活动；王成善等(2004)从盆地沉积演化的角度认为阿尔金断裂走滑活动从渐新世开始影响到柴达木盆地(46~2.45Ma) 和酒西盆地(29.5~0.13Ma)，并且对柴达木盆地影响逐渐增强，对酒西盆地的影响在渐新世末接近停止，在第四纪重新活化；刘志宏等(2010)通过研究月牙泉背斜生长地层，认为阿尔金断裂38Ma具有强烈的活动。
阿尔金断裂在新生代的活动同样表现为伴生的山体隆升和火山活动，断裂东侧山脉主要由南向北依次为党和南山、大雪山、祁连山和宽滩山，这些山脉隆升的年代可见相关讨论(Bichurf et al., 1989；Meyer et al., 1998；Metivier et al., 1998；Li et al., 1996；Fang et al., 2003, 方小敏等, 2004；Yin et al., 2002；Tapponnier et al., 2001；Wang et al., 2006；李海兵和杨经绥，2004)，比较一致的观点是这些山脉是新生代以来欧亚大陆与印度洋板块碰撞的产物，也有人认为祁连山脉在白垩纪已经形成(李海兵和杨经绥, 2004)，但阿尔金断裂东段山脉在新生代以来的强烈隆升已成为共识，最东端的宽滩山形成年代为全新世(李海兵和杨经绥，2004)；断裂西段阿尔金断裂扩展形成郭扎错-龙木错断裂，该新生断裂直接切断了喀喇昆仑断裂(图 14)，后者形成的时代在距今27Ma以前(李海兵等，2007)，并且在阿尔金弧形转折端发生大量的火山活动(刘丛强等，1989；Arnard et al., 1992；刘嘉琦和买买提，1990；邓万明，2003)，阿尔金断裂带形成现代近2000km的规模。
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图 14 龙木错-郭扎错断裂侧向挤入喀喇昆仑断裂并使之发生形变，其形成时代应在喀喇昆仑断裂之后(27Ma，李海兵等, 2007)，为新生代形成断裂(图件据李海兵等，2006a修改) Fig. 14 The Longmecuo-Guozacuo fault intrude into the Karakorum fault, forcing it modified its shape (after Li et al., 2006a) It should have formed after the Karakorum fault which was initiated at 27Ma (Li et al., 2007) |
(1) 在阿尔金断裂带东段肃北地区，发现了中侏罗纪湖沼相地层中地震成因的软沉积物变形，软沉积物变形以砂土液化为主，其出现密集，类型多样化，液化砂土颗粒粒径范围为0.05~0.5mm，主要为0.2~0.3mm，与历史地震统计砂土液化的范围高度一致。
(2) 通过最大液化距离和震级之间的关系推测这套软沉积变形对应的最小震级在MS 6~6.5左右，根据软沉积变形性质与震级之间的统计关系推测最大可能震级大于7.5级，至少反映了4次以上的古地震事件，代表古阿尔经断裂在这一时期的地震幕。
(3) 阿尔金断裂带新生代长达2000km的规模并不是新生代以来才形成的，它沿袭了古阿尔金断裂在印支期、侏罗纪和白垩纪的分布，新生代欧亚大陆和印度洋板块碰撞使得古阿尔金断裂再次活化。从三叠纪到侏罗纪、白垩纪及新生代，阿尔金断裂带经历了300km，1500km，1700km到2000km的演化过程。
致谢 参加野外工作的还有司家亮、王焕、吴建国等；室内工作得到了周宇、罗愫的帮助；评审专家给本文提出了宝贵的意见；在此一致表示感谢。| [] | Ambrasseys NN. 1988. Engineering Seismology Part Ⅰ. Earthquake Engineering & Structural Dynamic., 17(1): 1–105. |
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