图1 程海–宾川断裂与历史地震分布
Fig. 1 Chenghai-Binchuan fault and distribution of historical earthquakes
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第2期 2024年3月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 2 (Mar. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2023.097
国家自然科学基金(U2002211)资助
收稿日期: 2023–03–11;
修回日期: 2023–06–02
摘要 根据野外地质调查结果和地层测年数据, 分析涛源盆地上部地层中的古砂脉及其代表的古地震事件。涛源至下力农东西长 7km 的范围内集中分布十余处古砂脉, 砂脉及砂流堆积呈蘑菇状、伞状、囊状和歪斜的水杯状, 砂流堆积规模大, 分布广, 暗示该区域发生过强烈的喷砂冒水事件。砂流堆积宽数米, 厚数十厘米至 1m 左右, 最大堆积宽度和厚度分别为 8m和 1.0～1.5m; 砂脉长 1.0～4.5m, 直径为 0.25～0.35m, 最大宽度为 0.8m。地面以下 1.5～3.0m 深度普遍发育连续性较好的古土壤层, 代表砂脉形成时期的地表面。这些砂脉及砂流堆积普遍赋存在古土壤层的上下部位。据古土壤层顶部和砂流堆积上覆地层底部的 14C 测年结果, 推测形成砂脉的古地震事件时间为 13030±40～12120±40aBP, 震级大于 7 级。程海–宾川断裂为晚第四纪强烈活动断裂, 并引发此次涛源大地震。
关键词 涛源盆地; 砂土液化; 砂脉; 古土壤; 古地震
在较大规模的活动断裂上常发生 7 级或更大震级的强烈地震, 造成各种各样的地表破坏(地震剩余形变), 包括地震断层、地震陡坎、地裂缝、地震滑坡和崩塌、砂土液化、软土震陷和软沉积变形等[1]。近期的地质记录为研究活动断裂的长期行为提供了很好的机会, 特别是在缺乏长期地震活动历史记录的地区[1]。一些地质学家试图利用年轻沉积物中保存的这些古地震特征来确定史前地震的发生时间和平均重现期。例如, Sieh[2]通过在圣安德烈斯带的帕列特溪地段开展相关探槽研究, 揭示湖相地层不同层位上的地震断层、砂脉及其他液化现象, 发现 8 次古地震遗迹, 分别发生在 19 世纪、18 世纪、15 世纪、13 世纪、12 世纪末、10 世纪、9 世纪、7 世纪和 6 世纪, 其中 6 次地震对沼泽沉积物产生的影响与 1857 年 Ms 8 1/4+大地震的影响相当(另外两次地震事件的影响可能比它小), 并由此估算地震的平均复发间隔约为 160a。这样, 就把地震活动记录的时间追溯到公元 6 世纪, 且较为系统地揭示了大地震复发的图像。Deng 等[3]经探槽揭露, 认为天山山前逆断裂自距今 15ka 以来已发生过 4 次7 级以上地震, 平均重复间隔为 5ka 左右, 最近一次大地震事件为 1906 年玛纳斯 7.7 级地震。可见古地震研究帮助人们大大地延长了区域地震活动的历史, 同时也为研究断裂的活动历史和运动习性提供了直接依据[4]。
砂土液化以及由此产生的砂脉和砂流堆积是众所周知的地震现象, 也是鉴别古地震的重要标志之 一[4–8]。根据世界范围统计, 发生砂土液化的地震震级一般大于 5.5 级[2]。历史上产生大范围砂土液化的震例有 1970 年通海 Ms 7.7 地震[9]、1975 年海城 Ms 7.3 地震[10]、1976 年唐山 Ms 7.8 地震[11]、2003 年巴楚–伽师 Ms 6.8 地震[12–13]、2008 年汶川Ms 8.0 地震[12–13]、1964 年日本新鸿 Ms 7.5 地震[4]、2011 日本 Mw 9.0 地震以及 2010 智利 Mw 8.8 地震 等[14–15]。地震遗留下来的砂脉及砂流堆积, 成为人们开展古地震研究的理想场所。
国内学者对地震相关砂土液化和砂脉的研究相对较少, 基于其基本特征分析古地震期次与震级的研究也较少, 主要原因是砂脉及其代表的地震事件发生的时间难以准确地限定。青藏高原东南缘滇西地区活动断裂较多, 地震频发, 但针对砂土液化与古地震相关性的研究较为薄弱。云南省永胜县涛源镇位于金沙江河畔的干热河谷中, 涛源盆地是沿程海–宾川断裂形成的构造盆地, 盆地内发育数百米厚的湖相和河湖相地层。为解决金沙江鲁地拉水电站开发运行伴随的移民问题, 有关部门在涛源盆地内开展大规模的土地规划和山坡整治, 开挖了诸多人工边坡。我们在这些边坡剖面上发现大量地震断层、地震褶曲、软沉积变形和地震角砾, 同时在不同深度的地层中发现数十条与古地震密切相关的古砂脉。本文拟对发育在盆地上部的砂脉构造进行详细的分析, 并通过砂流堆积部位上下的地层识别和测年数据, 探讨这些砂脉代表的古地震事件的时间及震级。
研究区位于滇西北地区, 是青藏高原东南缘一系列大型走滑断裂系统之间一个十分显著的伸展变形区, 其形成和演化与青藏高原东南缘的地壳变形过程密切相关。研究区发育的主要断裂是程海–宾川断裂。该断裂北起金官盆地西北缘, 向南经金官盆地与永胜盆地之间的芮官山西坡、程海东、清水、期纳和热水塘, 然后顺宾川盆地东缘延伸到哨厂以南, 逐渐向南西弯转, 再经响水和毛栗坡, 到达弥渡盆地北西边缘, 在桥头哨附近与红河断裂相交, 全长约 200km (图 1)[16–17]。程海–宾川断裂总体走向为近南北向, 局部呈波状弯曲, 倾向南西, 倾角为 70°～85°[16–22]。
程海–宾川断裂形成于前震旦纪晋宁运动期, 在加里东、海西、印支、燕山和喜山运动期都有活动, 控制了古生代以及中生代断裂两侧地层的发 育[16–17], 沿断裂带有基性和超基性岩浆喷发。研究表明, 早第三纪及之前的断裂主要表现为挤压逆冲活动; 随着区内应力条件由近东西向的挤压变为拉张, 晚第三纪及之后的断裂转变为左旋走滑兼正断性质[17–18,23–24]。根据断裂运动的特征、地貌表现和地震活动特点, 可将程海–宾川断裂分为北、中、南 3 段。
北段: 程海以北段落。断裂总体上呈北西–南东向展布, 控制金官第四纪盆地及第四系分布, 该段正断运动性质更为显著。在麻冲南出露的断层剖面上揭露了很新的断面, 它们切割全新世以来的黏土和砾石, 并有 3 次古地震事件形成的构造楔, 其年龄分别为 18.3, 12.5 和 6.6ka[18]。该段发生过 1515年永胜 7 3/4 级地震, 震中位于程海–宾川断裂向西转折的红石崖附近, 在金官、永胜两盆地间产生一条长约 40km 的地表形变带[17–20]。据Huang等[19]的研究, 自 17190±50aBP 以来, 程海–宾川断裂的北段至少发生过 4 次与 1515 年永胜地震规模相当的大地震[19]。
中段: 程海至宾川盆地南缘。该段断裂表现出左旋走滑兼拉张性质, 地貌上表现为清楚的断层崖以及断层槽谷, 沿线河流发生同步左旋弯曲。三道河一带多条河流左旋位错 11～45m。在涛源盆地东程海–宾川断裂与金沙江交汇处, 金沙江被左旋位错 2.8km。宾川南响水河的一系列支流左旋位错200～300m。金沙江以南, 自北而南沿断裂走向向东弯曲的段落在力学机制上构成应力释压阶区(re-leasing step), 在此阶区形成宾川大型拉分盆地。断裂西侧地块下降, 东侧地块上升, 盆山对照地貌显著, 东西两侧高差达 1000m 以上。
图1 程海–宾川断裂与历史地震分布
Fig. 1 Chenghai-Binchuan fault and distribution of historical earthquakes
南段: 宾川盆地以南至弥渡盆地西北缘。运动性质为左旋走滑。断裂主要发育于基岩山地中, 地貌上表现为平直的断层槽谷地貌, 最南端控制弥渡第四纪盆地的西北边界。
沿程海–宾川断裂地震活动频繁, 除 1515 年永胜 7 3/4 级地震外, 历史上曾发生 3 次 6～6.9 级地震和数次 5.0～5.9 级地震, 最近一次是 2001 年涛源 M 6.0 地震[16–17]。
沿程海–宾川断裂发育多个第四纪构造盆地, 自北而南依次有金官盆地、程海盆地、期纳盆地、涛源盆地和宾川盆地等, 涛源盆地位于断裂的中部 (图 1)。
涛源盆地发育在程海–宾川断裂以西的金沙江宽谷地段, 盆地内发育厚 300 余米的湖相地层。据地层岩性及下游发育有多个古滑坡体的事实, 认为涛源盆地是一个古堰塞湖[25–29]。盆地内第四系可分为早–中更新世的湖相层、晚更新世的河湖相层和全新世的冲洪积层。
早–中更新世的湖相层可分 3段: 下段为灰黄色含砾粗砂层和褐红色泥质砂层, 局部夹细砾石透镜体, 胶结好, 出露厚度约为 5m; 中段为灰白–灰黄–灰绿色粉砂层、泥质粉砂层和砂质黏土层, 水平层理发育, 出露厚度约为 20m; 上段为白–灰绿色砂质黏土层、黏土层和粉砂层, 并夹灰黑色炭质黏土层, 出露厚度大于 40m[27]。王莅斌等[25]称这套湖相层为昔格达组。事实上, 昔格达组为极薄层的颗粒细小的粉砂、粉砂质黏土和黏土(称昔格达纹泥), 呈半固结状(微成岩), 其古地磁年龄为 4.2～2.6Ma, 属于上新世沉积。涛源湖相层颗粒相对较粗, 主要为泥质粉砂、细砂夹黏土和砾石, 虽然有胶结, 但基本上未达半固结状态。因此, 涛源湖相层与昔格达组在物质组成和性状方面有明显的区别。在性状方面, 涛源湖相层类似早更新世丽江蛇山组, 但其胶结程度又比蛇山组松散, 更接近中更新世鹤云寺组。涛源盆地内, 三珍宝村 3 个 ESR (电子自旋共振)样品的年龄分别为 190, 440 和 680ka, 1 个 OSL (光释光)样品的年龄为 42.9ka[28]。下力农村沉积物样品的 ESR 年龄为 310ka[28]。张信宝等[29]据可信度较高的上覆风成沉积物和昔格达组底部砂层宇生核素 10Be-26Al 埋藏年龄, 认为金沙江奔子栏–巧家河段古堰塞湖(包括涛源古湖)沉积物年龄上限为晚更新世, 下限为早更新世晚期。这套地层在宾川盆地和涛源上游的太极和朵美等地均广泛分布。
盆地湖相层之上普遍分布河湖相地层, 厚数十米, 主要分布于溪流和冲沟两侧地带。上部为深褐色砂质黏土及灰色黏土层, 下部为灰黄色含砾砂层和砂质黏土。经地层对比, 这套河湖相地层可归属鹤庆木坚桥组, 为晚更新世堆积。全新世的冲洪积层分布于山麓溪流的洪积扇上, 主要为砾石、砂与黏土互层。
野外考察发现, 在盆地湖相层和河湖相地层中发育多层褐红色古土壤层和钙质结核层, 古土壤的颜色和性状非常类似黄土地区的古土壤。
涛源北 700m 处某冲沟旁(图 2 中观察点 No.1, 26.23279000°N, 100.56356723°E), 在村民为修建房屋而开挖的边坡上揭露出很好的地层剖面和古砂脉(图 3), 其中揭露的地层为一套盆地上部河湖相沉积(表 1)。
在图 3 剖面南东 10m处相同的层位(图 2 中观察点No. 2, 26.23270815°N, 100.56373040°E)揭露出另外 3 条砂脉(图 4)。该处出露的地层与观察点 No.1相同。左侧砂脉呈管状, 下粗上细, 宽 15～30cm, 可见长度为 3.5m, 喷砂成分为细砂。右侧两条砂脉相互交汇, 形成倒树枝状, 脉宽 10～20cm, 可见长度为 4m, 喷砂成分为细砂。
F1为程海–宾川断裂, No.1～No.6为观察点
图2 砂脉观察点分布示意图
Fig. 2 Schematic diagram of field-based investigation points
3 条砂脉喷出地表后, 形成长约 4m 的复合伞状砂帽。由于后期富钙地下水的作用和钙质沉淀, 组成砂帽的砂土呈灰白色。在这些砂脉中可见清晰的流动线痕迹(图 4(a)), 同时可见少量黏土团块(图4(b)和(c)), 后者可能是砂土向上运移过程中被周围的黏土裹挟进来的。在这些砂脉壁上可见厚 1～2mm 的钙质薄膜, 它们也是后期富钙地下水作用的结果(图 4(b)和(c))。此处出露的地层和砂脉的具体情况见图 4(d)和(e)。
这些砂脉为某次古地震形成。从地层单元与砂脉及砂积层的交切关系来看, 古土壤层(U3-1)为当时的地表面, 砂脉喷出后堆积于地表面(即古土壤层U3-1)之上, 后来堆积的砂质黏土 U2 覆盖在砂帽之上。因此, 此次地震事件应该发生在古土壤层 U3-1形成之后, 砂质黏土 U2 沉积之前。在古土壤层 U3-1顶部向下 0.3m 处获得的 14C 样品, 经美国 BETA 实验室测年, 其 AMS 年龄结果为 14710±40aBP。在U2 层中部采集的 14C 样品的 AMS 年龄为 6840±40aBP。由此可以粗略地限定, 形成砂脉的地震事件的发生时间在 14710±40aBP 与 6840±40aBP 之间。
(a)剖面照片; (b)剖面素描图
图3 涛源北700 m处观察点No. 1砂脉剖面
Fig. 3 Sandblow section at observation point No. 1, 700 m north of Taoyuan
表1 观察点No. 1剖面地层描述
Table 1 Strata description of the section at observation point No. 1
地层单元地层特征地层厚度/m U1灰褐色现代土壤层(S1), 为现代耕作层, 顶部被挖除0.3 m0.35 U2灰白色含钙砂质黏土, 偶见细小的钙质结核, 为现代土壤层的下卧淀积层1.0 U3-1褐红色古土壤层(S2), 主要为黏土质1.3 U3-2灰黄色砂质黏土, 含钙质结核。结核直径为0.5～1.5 cm, 棱角状或近球形。该层为U3-1古土壤层下的淀积层(S2)0.5 U4浅褐色夹灰白色砂质黏土, 夹薄层小砾石或不成层砾石1.4 U5褐色黏土层, 质纯, 未见底1.0 U6砂脉及砂积层(砂帽), 砂脉呈管状, 喷砂物质为灰色细砂, 可见长度为3.5 m, 砂脉宽30～35 cm。砂土喷出后, 形成长6 m左右、平均厚25 cm的砂帽, 平铺于U3-1古土壤层之上3.5
图 4 中剖面的南东 15m 处(图 2 中观察点 No.3, 26.23259772°N, 100.56378694°E)见另外几条砂脉出露, 此处揭露的地层详见图 5 和表 2。此处可见 3 条砂脉。
左侧砂脉规模较大, 可见长度为 2.5m, 下部为细脉状, 宽 10cm, 上部为宽大的囊状, 水平宽度为1.3m, 垂直高度为 1.2m, 整体上为歪斜的水杯状(图 5(a)和(c))。砂脉内有原来的古土壤层黏土团块残留体, 在上部囊状的侧部和上部边缘发育火焰构造, 其顶部被 U2 砂质黏土及 U2 底部的钙板层覆盖, U2 下部可见明显的沉陷迹象, 说明砂脉形成后古土壤所在的地面线发生了沉陷(图 5(c))。中部的砂脉呈不规则的管状, 宽 20～30cm, 可见长度为 2.5m, 顶部尖灭于古土壤层 U3-1 中部(图 5(b)和(c))。右侧砂脉呈管状, 宽 20～30cm, 可见长度为 2.0m, 顶部尖灭于古土壤层 U3-1 底部(图 5(b)和(c))。
虽然观察点 No.3 处的 3 条砂脉出露层位有所差异, 但砂层的颜色和胶结程度基本上一致, 且均位于古土壤层 U3-1 上下, 因此应为同一次地震事件所致。
观察点 No.1 往南 30m 处(图 2 中观察点 No.4, 26.23245344°N, 100.56367268°E), 揭露的地层详见图 6 和表 3。该处砂脉喷出到达 U3-1 古土壤层表面附近, 后期发生一定程度的下陷, 所代表的地震事件应在 U3-1 古土壤层形成之后, U2 砂质黏土层堆积之前。经美国 BETA 实验室 14C 测年, U3-1 顶部 AMS年龄为 13030±40aBP, U2 底部 AMS 年龄为 12120± 40aBP。据此判断, 形成砂脉的地震事件的发生时间在 13030±40aBP 与 12120±40aBP 之间。
龙锦北 1km 处小河阶地上发育古砂脉(图 2 中观察点 No.5, 26.23196°N, 100.51377°E), 揭露的地层祥见图 7 和表 4。该砂脉喷出后覆盖在古土壤层U4 的表面, 后期古土壤层发生一定程度的下陷, 所以其表面凸凹不平。该砂脉代表的地震事件应发生在古土壤层 U4 形成之后, 砂质黏土层 U3 和浅褐色钙板 U2 堆积之前, 与其他剖面发生的时间相同。
此处发育地震断层, 产状为 30°∠40°, 正断性质, 断错 U4～U8 地层, 垂直错距为 1.3m。
在下力农进村公路的边坡(图 2 中观察点 No.6, 26.23191408°N, 100.50409969°E)揭露的古砂脉位于流经下立农的小河阶地上, 剖面地层描述见图 8 和表 5。此处砂脉的特征及喷出层位与观察点 No.1～ No.5 剖面类似, 所代表的地震事件应在古土壤层形成之后, 上覆地层堆积之前。
从涛源村至龙锦村, 再到下力农村, 在东西长7km 范围内的公路旁和房前屋后的边坡上, 在上述层位可以见到众多古砂脉, 规模有大有小。据初步统计, 规模可观的古砂脉有十余处。但是, 多数剖面开挖不久, 因表层发生风化、坍塌而变得不甚清晰, 观察点 No.1～No.6 这几个剖面是最清晰的, 特征也是最典型的。
(a)砂脉中流动线; (b)和(c)砂脉中黏土团块和脉壁上钙质薄膜; (d)砂脉; (e)砂脉素描图
图4 涛源北700 m处观察点No. 2砂脉剖面
Fig. 4 Sandblows section at observation point No. 2, 700 m north of Taoyuan
(a)左侧砂脉及砂帽局部放大照片; (b)中部和右侧砂脉局部放大照片; (c)砂脉素描图
图5 涛源北700 m处观察点No. 3砂脉剖面
Fig. 5 Sandblows section at observation point No. 3, 700 m north of Taoyuan
表2 观察点No. 3剖面地层描述
Table 2 Strata description of the section at observation point No. 3
地层单元地层特征描述地层厚度/m U1褐红色现代土壤层(S1), 为现代耕作层, 顶部被挖除0.2 m0.35～0.40 U2灰白色含钙砂质黏土, 偶见细小的钙质结核, 为现代土壤层的下卧淀积层, 底部发育断续的厚10 cm的白色钙板, 坚硬, 母质为细砂层1.0 U3-1褐红色古土壤层(S2), 主要为黏土质1.0 U3-2灰黄、灰白色砂质黏土, 含钙质结核。结核直径为0.5～1.5 cm, 棱角状或近球形。该层为U3-1古土壤层下的淀积层(S2)0.8～0.9 U4浅褐色砂质黏土, 夹薄层小砾石或不成层砾石1.1～1.3 U5褐色黏土层, 质纯, 未见底>0.5 U6砂脉及砂积层(砂帽), 含古土壤团块2.5
(a)剖面照片; (b)剖面素描图
图6 涛源北700 m处观察点No. 4砂脉剖面
Fig. 6 Sandblow section at observation point No. 4, 700 m north of Taoyuan
表3 观察点No. 4剖面地层描述
Table 3 Strata description of the section at observation point No. 4
地层单元地层特征描述地层厚度/m U1褐红色现代土壤层(S1), 为现代耕作层0.7～1.2 U2灰白色含钙砂质黏土, 偶见细小的钙质结核, 为现代土壤层的下卧淀积层0.7～1.2 U3-1褐红色古土壤层(S2), 主要为黏土质1.2～1.3 U3-2灰黄、灰白色砂质黏土, 含钙质结核。结核直径为0.5～1.5 cm, 棱角状或近球形。该层为U3-1古土壤层下的淀积层(S2)0.7～0.9 U4浅褐色砂质黏土, 质纯, 未见底>1.2 U5砂脉, 含黏土团块, 上部为囊状, 水平宽度为1.5 m, 竖直高度为1.5 m; 下部为管状, 有3支, 宽度分别为80, 50和20 cm。砂脉及囊状砂质堆积层可见长度为2.2 m, 规模大。砂脉喷出在古土壤层表面, 被U2灰白色含钙砂质黏土覆盖, 后期U2层及U3-1古土壤层有明显沉陷现象1.5
(a)剖面照片; (b)剖面素描图
图7 龙锦北1 km处观察点No. 5砂脉剖面
Fig. 7 Sandblow section at observation point No. 5, 1 km north of Longjin
表4 观察点No. 5剖面地层描述
Table 4 Strata description of the section at observation point No. 5
地层单元地层特征描述地层厚度/m U1灰褐色现代土壤层(S1)0.5～0.8 U2浅褐色钙板, 坚硬如岩石, 底部见密集的钙质结核, 为现代土壤层的下卧淀积层, 母质为砂质黏土1.2～2.2 U3黄灰色砂质黏土, 富含钙质, 与上部U2的浅褐色钙板层难以分辨1.3～1.7 U4褐红色古土壤层(S2), 主要为黏土质0.7～2.0 U5灰黄色细砂, 为砂脉的部分供给体0.3～0.4 U6灰色砾石, 夹细砂层和黏土层0.7～1.2 U7灰色砂质黏土1.5～2.2 U8灰黄色细砂, 为供给砂脉的母质层>2.0 U9灰黄色、灰白色砂脉及砂帽。砂帽呈伞状, 富含钙质, 胶结状态, 顶部因含钙质而呈灰白色, 与U2浅褐色钙板胶结在一起而界线不甚清晰。砂帽宽度(8 m)较大, 厚1.0～1.5 m。砂脉有多条, 宽10～20 cm, 为管状, 长1.0～4.5 m1.0～1.5
(a)剖面照片; (b)剖面素描图
图8 下力农观察点No. 6砂脉剖面
Fig. 8 Sandblow section at observation point No. 6, Xialinong
本研究发现的古砂脉分布在东西长约 7km 范围内的公路和房前屋后的边坡上, 且规模较大。砂脉可见长度一般为 2～3m, 最大长度为 4.5m; 砂脉宽度为 25～35cm, 最大宽度达 80cm。砂流堆积体呈蘑菇状、伞状和囊状等, 宽度为 3～8m, 厚度为0.25～1.5m。在如此大的范围内, 形成如此集中和如此规模的古砂脉, 显然不是一次中等强度的地震所导致。
在云南地区, 发生大规模砂土液化的震例并不多见。2014 年盈江 Ms 6.1 地震中, 只观察到一处小规模的喷砂冒水现象。2014 年景谷 Ms 6.6 地震中有 2～3 处喷砂冒水现象, 相距很远, 规模最大者是位于勐嘎河Ⅰ级阶地上的喷砂孔, 孔径一般为 10～ 30cm, 喷砂堆积厚度为 10～20cm[30]。2007 年宁洱Ms 6.6 地震中只有一处喷砂冒水现象, 规模很小, 喷砂孔直径为 1～2cm, 砂土堆积长数米, 厚数厘 米[31]。1970 年通海Ms 7.7地震中, 在Ⅹ度极震区内的曲溪糖厂北、高大陶茂村和峨山多者村等河漫滩和低阶地上发生数处喷砂冒水现象, 喷砂孔多呈串珠状分布, 孔径为 10～30cm, 砂流堆积最长达数十米, 厚数十厘米[9]。1988 年澜沧–耿马 Ms 7.2 和 Ms 7.4 地震过程中, 在极震区Ⅸ度和Ⅷ度方圆 10km 的范围内出现十余处喷砂冒水现象, 喷砂方式有裂隙式和孔喷式两种, 喷砂孔口多呈串珠状或雁行状排列, 延伸数十米至上百米, 喷砂孔直径为数厘米至50cm。如战马坡幸福村北黑河河漫滩上, 有两组不同方向的喷砂带, 其中一组总体走向为 320°, 长31m, 单孔直径为 10～25cm, 砂流堆积体厚数十厘米; 另一组喷砂带沿不规则的张裂隙喷出, 总体走向为 85°, 宽 20～30cm, 长约 40m, 孔径为 10～20cm[32]。2014 年鲁甸 Ms 6.5 级、1976 年龙陵 Ms 7.3地震和Ms 7.4 地震以及 1974 年昭通 Ms 7.1 地震中, 地震产生的砂土液化现象则比较稀少或没有发生。
表5 观察点No. 6剖面地层描述
Table 5 Strata description of the section at observation point No. 6
地层单元地层特征描述地层厚度/ m U1浅褐色现代土壤层(S1)0.3～0.4 U2灰绿色含钙质结核砂质黏土0.5 U3黄灰色钙板, 坚硬如岩石, 向下有穿刺现象, 母质为砂质黏土0.2 U4浅褐色砂质黏土0.8 U5褐红色古土壤(S2), 黏土质1.2 U6灰白色钙板, 坚硬如岩石0.6～0.7 U7褐色黏土, 未见底>0.7 U8灰绿色砂脉及砂帽, 规模宏大。砂脉宽0.8 m, 可见长度为1.8 m。砂帽呈蘑菇状, 宽3～4 m, 厚0.8 m, 富含钙质, 与U3浅褐色钙板的界线有些模糊1.8
近几十年国内有关砂土液化的震例中, 较为严重的主要有 1975 年海城 Ms 7.3 地震、1976 年唐山Ms 7.8 地震和 2008 年汶川 Ms 8.0 地震。海城 Ms 7.3地震砂土液化主要发生在下辽河平原, 产生喷砂冒水的地区面积达 3000km2; 在旗口村西南某农场排灌站地基上有十几根长 10m的水泥桩, 原来的桩顶高度比地面低 2.7m, 由于喷砂冒水, 震后许多水泥桩上升到地面以上, 最高上升至高出地表 1.6m, 总共上升 4.3m, 可见砂土液化的规模之大和强烈程度; 在地势低洼处, 许多农田因喷砂被掩盖, 喷砂孔直径数十厘米, 最大者可达 1m[4]。在唐山 Ms7.8地震中, 古河道和滨海地带发生大面积的砂土液化, 如岳各庄公社茨榆坨村周围的农田普遍喷砂冒水, 最大喷砂孔直径达 3m, 砂堆高 1.5m[33]。在汶川Ms 8.0 特大地震中, 普遍存在喷砂冒水现象, 喷砂体规模大(如绵竹市拱星镇祥柳村方圆 300 亩区域内发生喷砂冒水现象, 并出现直径为 3～4m, 深 1～2m 的塌陷坑), 地震液化的范围包括成都、德阳、绵阳、眉山、乐山、遂宁和雅安共计 7 个地区, 液化土层不仅有细颗粒的细砂和粉砂, 还有粗颗粒的粗砂和砾石等, 同时存在地下 20m 处深层土壤地震液化现象[12–14,34–36]。
从上述云南及全国范围内发生砂土液化的典型地震案例可知, 发生大范围强烈喷发砂土液化的地震震级一般在 7 级以上, 如通海 7.8 级地震、1988年澜沧–耿马 7.2 和 7.4 级地震、1975 年海城 7.3 级地震以及 1976 年唐山 7.8 级地震等。虽然低烈度区受地形的影响也会发生砂土液化, 但从总体上看, 震级越大, 砂土液化的范围、规模和强度就越大, 且集中发生在高烈度的极震区。通过对比历史震例, 我们认为要形成涛源盆地内长数米、宽达 80cm 的砂脉和长达 8m、厚 1.0～1.5m 砂流堆积体, 地震震级至少在 7 级以上。
龙锦村北 1km 处古砂脉附近发育的地震断层垂直错距为 1.3m。据 Wells 等[37]统计得出的震级Mw 与最大位移量 D 的关系 logD=1.03Mw−7.03, 得出其震级为 Mw6.94。据不完全统计, 在 7.0～8.0的震级档次, 与 Ms 相比, Mw 一般偏小, 二者之间存在 0.2～0.4 的偏差, 有时可达 0.5。如汶川 Ms 8.0地震的 Mw 震级为 7.8, 2011 年缅甸 Ms 7.2 地震的Mw 震级为 6.8, 1976 年龙陵 Ms 7.3 地震的 Mw 震级为 6.8, 2017 年九寨沟 Ms 7.0 地震的 Mw 震级为6.5。因此, 若按照 Ms 震级衡量, 则形成涛源盆地内古砂脉的地震震级为 7.1～7.3。
1)本研究通过野外地质调查, 在云南程海–宾川断裂带涛源至下力农东西长7km的范围内, 发现盆地上部地层中集中分布十余处砂脉及砂流堆积遗迹, 同时发现砂流堆积体附近存在古土壤层。
2)砂脉及砂流堆积体呈蘑菇状、伞状、囊状和歪斜的水杯状。砂流堆积宽数米, 厚十厘米至 1m, 规模最大者宽 8m, 厚1.0～1.5m。砂脉长1.0～4.5m, 直径一般为 0.25～0.35m, 最大宽度达 0.8m。砂脉及砂流堆积体规模大, 分布广, 意味着这里发生过一次与地震有关的强烈喷砂冒水事件。
3)研究区地面以下 1.5～3.0m 深度普遍发育连续性较好的古土壤层, 为当时的地表面。砂脉均位于该古土壤层之下, 而砂流堆积均出露于该土壤层之上或其顶部。据古土壤层顶部和砂流堆积上覆地层底部的 14C 测年结果, 推测形成砂脉的古地震事件发生在 13030±40aBP 与 12120±40aBP 之间。程海–宾川断裂为晚第四纪强烈活动断裂, 并引发此次涛源大地震。通过与云南及全国曾发生过大规模砂土液化的震例对比, 并结合地震断层的错距, 估算其震级至少大于 7 级。
致谢 中国地震局地质研究所尹功明研究员和王莅斌博士参与古砂脉的野外调查, 并就砂脉成因开展有益的讨论, 谨致谢忱。
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Paleo-sandblows and Their Represented Paleoseismic Events in the Taoyuan Basin, Yunnan Province
Abstract Based on the results of field geological surveys and stratigraphic dating data, the paleo-sandblows and their represented paleoseismic events developed in the upper strata of the Taoyuan Basin were analyzed. More than ten paleo-sandblow traces were outcropped in the 7-km-range from Taoyuan to Xialinong region in the Taoyuan Basin. The sandblows and their deposits are featured by mushroom-shape, umbrella-shape, sac-shape and skewed cup shape. Their large scale and wide distribution indicated that there was a strong sandblow eruption events related to paleoearthquake. The width of sandflow depositsis several meters, and the thickness is tens of centimeters to one meter. The largest one is 8 meters wide, and 1–1.5 m in the thickness. It is common to observe 1.0–4.5 m long, 0.25–0.35 m in diameter, and 0.8 m in width sand veins. The paleosol layer with good continuity is generally developed at the depth of 1.5–3.0 m below the ground, which is the ground surface at that time. These sand veins and sandflow deposits are generally developed above and below this layer. According to the 14C dating results of the top of the paleosol layer and the bottom of the overlying strata of the sandflow deposits, it is speculated that the time of the paleoseismic event forming the sandblows is 13030±40–12120±40 aBP, and its magnitude is at least greater than 7. The Chenghai-Binchuan fault was a strong active fault in the late Quaternary period, which triggered this Taoyuan earthquake.
Key words Taoyuan Basin; sand liquefaction; sandblow; paleosol; paleoearthquake