引言

印度板块与欧亚板块碰撞形成辽阔的青藏高原，随着构造变形的持续，高原还在不断地向北扩展，深刻塑造着中国西部的新生代陆内构造格局，并控制着陆内地震活动（Tapponnier等，2001）。阿拉善地块是现今青藏高原东北缘向北东扩展过程中与鄂尔多斯地块和兴蒙地块相互作用的构造和地震活跃区域（国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988；邓起东等，1999；黄雄南等，2012；Yang等，2018；Zhang等，2021）。对阿拉善周边断裂变形和地震活动的解析对理解陆内构造变形行为和动力学具有重要意义。

阿拉善地块东部自中生代以来与鄂尔多斯地块相互作用形成巴彦浩特盆地、吉兰泰盆地和银川盆地等多个断陷盆地及这些盆地围限的贺兰山隆起（刘建辉等，2010；Yang等，2018；马静辉等，2019）。盆山之间及盆地内部发育一系列活动断层，并孕育了一系列历史强震（图1（a）），包括贺兰山东麓断裂、银川−平罗断裂、黄河断裂、牛首山断裂、正谊关断裂、巴彦浩特断裂、贺兰山西麓断裂、桌子山断裂、巴彦乌拉山（东麓）断裂、狼山（山前）断裂等（黄雄南等，2012；Zhang等，2021）。厘清这些断裂的晚第四纪活动习性和古地震发震行为，并建立区域地震构造模型，是分析该区陆内构造、划分潜在震源和服务强震减灾的基础。

图 1  巴彦浩特断裂区域地质构造背景

Figure 1.  Regional geological setting of the Bayanhaote fault

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巴彦浩特断裂是该区域研究程度相对较低的主要活动断裂，一方面可能由于其主要活动于巴彦浩特盆地形成之后的盆地内（刘绍平等，2002），另一方面可能由于其活动性相对较弱（邓起东等，1999；雷启云等，2017）。近年来，已有学者对巴彦浩特断裂开展了专题研究和填图工作，并取得了新成果，但断裂的晚第四纪活动证据和数据主要集中在阿拉善左旗（巴彦浩特镇）以南的断裂段（雷启云等，2017；荆振杰等，2019；Bi等，2020），北段仅有冲沟同步扭动证据，缺少可靠的晚第四纪活动性和古地震数据。现有地质背景显示，巴彦浩特断裂在巴彦浩特镇以北的断裂段主要断错和变形的基岩是古近系砂岩，在巴彦浩特镇以南的断裂段附近出露的基岩是中生代地层（图1（b）），可能存在显著的活动性差异。

对巴彦浩特断裂北段进行了无人机航空摄影测量，获取了沿断裂高精度、高分辨率数字高程模型（DEM）和正射影像（DOM），在苏木图南观测点分析了晚第四纪断错地貌特征，并开挖探槽，揭示了巴彦浩特断裂最新活动特征和古地震历史。

1.   区域构造地质与地震活动

发育于巴彦浩特盆地的巴彦浩特断裂与盆地东边界的贺兰山西麓断裂在不同研究文献中存在交叉使用的情况，往往造成混淆。在前新生代构造研究中，巴彦浩特断裂被认为是盆地内的隐伏断裂，而贺兰山西麓断裂是巴彦浩特盆地与贺兰山隆起之间的高角度正断性质边界断裂（刘绍平等，2002；Yang等，2018；Zhang等，2021）。活动构造研究中所指的通过阿拉善左旗巴彦浩特镇的活动断裂，部分学者将其命名为巴彦浩特断裂（黄雄南等，2012；荆振杰等，2019；Zhang等，2021），也有部分学者将其命名为贺兰山西麓断裂（雷启云等，2017；Bi等，2020）。由于贺兰山与盆地之间的贺兰山西麓断裂少有活动性数据发表（黄雄南等，2012），目前仍将其作为不活动的断裂。为区分盆地中的断裂和山前断裂，本文讨论的巴彦浩特断裂指的是发育于巴彦浩特盆地、穿过阿拉善左旗的活动断裂，展布如图1（b）所示。

巴彦浩特盆地及鄂尔多斯西缘周边盆地在建造形成后经历了至少4次构造事件，记录了燕山期和喜马拉雅运动的多次构造活动过程，其中最新一次大的构造事件在中新世形成一系列北西走向开阔褶皱和北东走向走滑断层，与青藏高原的快速隆升和扩展有关（刘建辉等，2010；Yang等，2018；马静辉等，2019）。根据地震观测资料获得的震源机制解分析，现今鄂尔多斯西缘北段的构造应力场最大主压应力为北东向（盛书中等，2015；王晓山等，2015；郭祥云等，2017）。GPS测量获得的现今地壳形变速度场显示，青藏高原在鄂尔多斯地块西缘北部向北东方向斜向挤压，阿拉善地块则相对向北运动（图1（a））。

巴彦浩特断裂从北部的锡林高勒以南北走向向南延伸至巴润别立，然后向东发生走向变化，总长＞100 km（图1（b））。已有学者将巴彦浩特断裂分为滴水段、巴彦浩特段和苏木图段（雷启云等，2017；荆振杰等，2019）。在阿拉善左旗以南，巴彦浩特断裂出露于贺兰山西侧冲洪积扇上。在阿拉善左旗以北，巴彦浩特断裂与褶皱伴生，新生代岩层形成褶皱并沿断裂断续分布，断裂西盘相对抬升，在贺兰山西麓的断裂东侧形成次级沉积盆地（图1（b））。

巴彦浩特断裂的第四纪活动研究表明，该断裂最新活动以右旋走滑性质为主，阿拉善左旗以北段古近系右旋断错＞800 m，冲沟位移12～14 m（雷启云等，2017）。阿拉善左旗以南段全新世水平滑动速率（1.08±0.1）mm/a，晚更新世平均水平滑动速率（1.38±0.2）mm/a，根据断错的洪积扇台地，得出断裂晚更新世以来的垂直滑动速率为0.64 mm/a（荆振杰等，2019）。古地震研究受限于定年问题，对其认识存在较大差异，如雷启云（2016）在小苏海图开挖3个探槽，限定了3次古地震事件，时间分别为4.83～6.16、10.15～11.24、30.54～30.6 ka，并认为地震复发符合特征地震模型，复发周期约为5 000年；荆振杰等（2019）的探槽研究认为3次古地震事件分别发生在约3、6.0、8～11 ka，古地震复发周期为3 000～4 000年。基于DEM的位移测量获得的强震特征位移为约3 m的右旋水平走滑位移、约1 m的垂直位移（Bi等，2020）。

2.   苏木图南观测点断错地貌

巴彦浩特断裂北段伴随着新生代地层的隆起，沿断层的主体发育剥蚀地貌，大部分地区可见断层断坎线性发育，但缺少足够多的堆积地层和地貌用于记录断裂的活动历史，仅有极少数全新世河流及其伴生地貌经过断裂，这也是该段资料较匮乏的主要原因。笔者在苏木图南发现1处断塞地貌，记录了断裂最新变形。

在苏木图南观测点（图2），风化的古近系红色砂岩及其上覆盖的早更新世砂砾石在断层附近抬升，可见断裂破碎带和次级破裂面（图3（a））。由东向西流经断层的冲沟在断层右旋断错作用下被断塞（图2、图3（b））。断层西盘相对抬升，形成线性断坎，断坎高3～4 m，其中1条冲沟被断错成断头沟。冲沟在断层东盘被断坎堵塞形成断塞塘，持续保留堆积物。断塞塘现今北侧边界与出水口基本一致，南侧边界沿断层长约274 m。如果考虑断塞塘沉积物对断层东盘冲沟的充填作用，以断塞塘西侧边界的中心点估计原来的冲沟中心线位置，并以冲沟作为断错标识，获得该处台地上冲沟的右旋水平断错量为137 m。

图 2  苏木图南观测点

Figure 2.  Field site to the south of Sumutu village

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图 3  苏木图南观测点野外照片

Figure 3.  Field photos at the site to the south of Sumutu village

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结合探槽揭露的断层西盘台地堆积，台地主体堆积为冲洪积，台地顶面堆积与探槽揭示的覆盖在砾石层的红褐色粉砂质黏土为同一层位，其中采集的释光样品年代为（56.28±4.04）ka。台地冲洪积层中距地表以下3.2 m砂层采集的释光样品年代为（82.2±5.78）ka。因此，利用前述冲沟的右旋水平断错量137 m和该台地的估计冲沟年代（56.28±4.04）～（82.2±5.78）ka，可估计该观测点的断层右旋走滑速率为1.67～2.43 mm/a。

3.   苏木图南探槽与古地震

跨过苏木图南观测点断塞塘西侧的断坎开挖了长23 m、深3～4 m的探槽。探槽北壁剖面（图4）显示，断裂变形带宽约18 m，断层F1以西为基本保持原始沉积地层的抬升盘，断层F3以东为不断加积的弱变形下降盘，断层F1和F3之间的断裂变形带为不对称的半正花状构造。根据变形强度和性质可将断裂变形带划分为2个变形域：断层F1与F2之间是由断层同震走滑变形破裂和充填堆积的走滑变形域，断层F2与F3之间是具有逆倾滑性质的变形域。

图 4  苏木图南探槽北壁

Figure 4.  The north wall of the trench at the site to the south of the Sumutu village

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断层F1与F2之间的走滑变形域宽约9 m，其中紧邻断层F1的充填楔宽达5 m，充填粉砂，可能是1次规模较大的强地震事件造成的地表破裂产物。两侧多条近直立的边界断层，从断层与地层的切割关系上可分辨至少2次地震事件。断层F2对应的充填楔被多次断错，显示该走滑变形域变形十分复杂。由于该变形域以走滑为主，台地堆积废弃后开始遭受剥蚀，无新的堆积物可有效记录断层在台地无加积之后的变形历史，无法从探槽剖面获得断层的走滑域在台地面废弃后的变形历史。

在断层F2与F3之间的逆倾滑变形域，主体变形集中在逆冲断层F3，断层F2与F3之间的地层向东逆冲并倾斜，F3断层下盘接受断坎上带来的近距离搬运堆积，不断加积的地层记录了断层F3的活动历史。

逆倾滑变形域地层划分如下：黄褐色粉砂（U1）；黄褐色含砾石粉砂（U2），其中采集的释光样品年代为（7.86±0.43）ka；暗褐色含砾石粉砂（U3），崩积楔堆积；黄褐色粉砂（U4），其中采集的释光样品年代为（13.76±1.1）ka；暗褐色含砾石砂质黏土（U5），充填楔堆积；黄褐色粉砂质黏土（U6），其中采集的释光样品年代为（32.79±2.22）ka；黄褐色黏土质细~粉砂（U7），其中采集的释光样品年代为（49.16±2.5）ka，本层与U6差异并不显著，可能是较长时间段内的低水动力条件的堆积，受断塞塘充填过程和气候变化控制；暗褐色含砾石砂质黏土（U8），充填楔堆积；暗褐色含砾石砂质黏土（U9），充填楔堆积；灰褐色含粗砂砾石（U10）；红褐色含细砾粉砂（U11），其中采集的释光样品年代为（55.33±3.04）ka；红褐色粉砂质黏土（U12），其中采集的释光样品年代为（56.28±4.04）ka；红褐色含黏土砾石（U13）；暗褐色含砾石砂质黏土（U14），充填楔堆积；黄褐色含砾石粗砂（U15），其中采集的释光样品年代为（87.94±6.11）ka；黄褐色含粗砂砾石（U16）；黄褐色砂砾石（U17）；黄褐色含粗砂砾石（U18）。

从沉积物粒度变化来看，探槽东部揭示的地层可分为3个从粗到细的沉积系列：U15–U12为最下部的从砾石堆积到黏土堆积的沉积系列；U11–U7–U6为中部的从含砾石粉砂到黏土的沉积系列；U4以浅是最上部的以粉砂堆积为主的沉积，其中夹U3含砾石粉砂堆积。与断层F1西侧的稳定堆积相比，断层F2以东的沉积系列是从西侧台地近距离流水搬运堆积的产物，这种堆积系列不受区域气候变化影响，主要受本地坡度变化和流水变化影响，坡度变化受控于断层同震局部倾滑形成断坎，3个沉积系列之间的变化可能对应于强震变形断错事件，即地层界面U12/U11和U6/U4代表2次地震断错事件，对应的时间分别为（56.28±4.04）～（55.33±3.04）、（32.79±2.22）～（13.76±1.1）ka。

从沉积地层厚度和产状变化来看，地层U11、U7、U4在断层F3东盘明显相对西盘加厚。U3是断坎前缘快速堆积的崩积楔，在U4顶面形成约0.29 m的变形后快速堆积在断坎下方，在断层下盘（东盘）尖灭。地层界面U12/U11和U6/U4沿断层F3分别存在1.08、0.64 m的倾滑位移量，与上述沉积系列分析相一致。3个层面的3个不同位移量表明，这些层面记录了不同次数的地震变形事件。

根据地层样品释光测年数据对事件层面地层时代的约束，这3次地表破裂型强地震事件时间分别为（56.28±4.04）～（55.33±3.04）、（32.79±2.22）～（13.76±1.1）、（13.76±1.1）～（7.86±0.43）ka。根据逆倾滑累积位移关系，3次事件逆倾滑量分别为0.44、0.35、0.29 m。

4.   区域地震构造讨论

4.1   巴彦浩特断裂活动性与强震复发

从苏木图南观测点断错地貌和探槽揭示的变形特征来看，巴彦浩特断裂阿拉善左旗以北段以右旋走滑位移为主，同时存在一定的倾滑分量，断层西盘相对抬升，形成断层陡坎。从苏木图南观测点古地震探槽揭示的断裂变形来看，断裂表现为不对称的正花状构造，主体是近直立的断层系和强走滑变形带，也在东侧形成逆冲分支，与地表断坎地貌相对应。而在阿拉善以南段的苏海图探槽揭露的断层结构显示负花状构造，巴彦浩特断裂南段以走滑兼具正倾滑，地貌上断坎也显示断裂东盘相对抬升（雷启云，2016；雷启云等，2017；荆振杰等，2019）。整个巴彦浩特断裂虽以走滑运动为主，但南、北段相对倾滑运动仍存在一定的差异。从断裂南段估计的走滑速率来看，雷启云（2016）用阶地坎位移及其上一级阶地面年代估计右旋走滑速率为0.28 mm/a，荆振杰等（2019）通过约12 ka的一级阶地前缘坎16.7 m位移估计断层走滑速率为（1.38±0.2）mm/a，较本研究在北段获得的速率（1.67～2.43）mm/a小，一方面可能因为雷启云（2016）和荆振杰等（2019）采用阶地坎上缘阶地年龄计算阶地坎断错速率时获得速率最小值，另一方面可能因为断裂水平速率在南、北段存在差异。综合考虑南、北段断裂性质、速率差异及新近系地层分布特征，认为巴彦浩特断裂可能是阿拉善地块在相对贺兰山断块的右旋走滑运动下类似于“撕裂”的变形，北段西盘作为主动盘前锋相对挤压抬升，南段西盘则成为主动盘尾部相对拉张沉降。

由苏木图南观测点古地震探槽的时代样品测试结果可知，阿拉善左旗以北的巴彦浩特断裂在6万年以来存在强烈的变形，至少发生过3次地表破裂型强地震事件，最新的一次地表破裂型强地震事件可能在全新世早期。与雷启云（2016）和荆振杰等（2019）获得的古地震事件年代和复发间隔相比，本研究获得的3次古地震事件间隔时间更长，其中（13.76±1.1）～（7.86±0.43）ka的事件与雷启云（2016）的10.15～11.24 ka事件和荆振杰等（2019）的8.8～11.66 ka事件具有一致性，其中（32.79±2.22）～（13.76±1.1）ka事件可能与雷启云（2016）的30.54～30.6 ka事件相对应，可能指示2次破裂整个断裂的级联破裂事件。鉴于本研究揭露的3次古地震事件主要记录了断裂带内逆倾滑变形，探槽揭示的走滑变形主体部分无法有效识别古地震事件，而雷启云（2016）和荆振杰等（2019）的探槽中揭露了更多的古地震，笔者推测研究点揭露的3次古地震仅为断裂的古地震事件完整系列的一部分记录，目前的古地震数据还不足以建立完整的古地震复发模型，仍需开展更多的探槽及断错地貌工作。

4.2   贺兰山周边区域地震构造模型

贺兰山周边的构造变形实际上是阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间的相互作用，从GPS观测的现今地壳形变和现今应力场看，2个地块在近南北走向的边界带上相对右旋剪切作用。整个边界带由贺兰山断块与其两侧的巴彦浩特盆地和银川盆地组成。贺兰山呈直角三角形，东南侧的斜边走向北东-南西，南东侧是由一系列正断层控制的银川盆地，西侧是巴彦浩特盆地，北侧是吉兰泰盆地。整个块体边界带在平面上可简化为图5所示的构造模型。

图 5  贺兰山周边区域地震构造模式

Figure 5.  Seismotectonic model of the Helanshan and its adjacent region

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对银川盆地沉积的研究显示，北东-南西走向的银川盆地受北东向正断层控制发生断陷和沉积（王银等，2007；郭宝震等，2017），新生代沉积具有北西厚、南东薄的特征（蔡利飘等，2018；杨勇等，2018；Yang等，2018）。跨贺兰山和银川盆地的深地震反射探测给出了贺兰山和银川盆地的岩石圈结构，并以负花状构造的正断层组合做出了断裂的几何结构解释（方盛明等，2009；刘保金等，2017）。现有资料表明，银川盆地向东南倾斜的贺兰山东麓断裂和芦花台断裂总垂直滑动速率大于向北西倾斜的银川−平罗断裂和黄河断裂的总垂直滑动速率（雷启云，2016），同时贺兰山相对隆升（刘建辉等，2010）。因此，笔者认为银川盆地西侧东倾的正断层系在深部不应解释成被黄河断裂切割限制，而是分别向下延伸切割上、下地壳界面和莫霍面，可更好地对应方盛明等（2009）数据显示的莫霍面断陷。巴彦浩特盆地在中生代～新生代盆地的基础上发生了性质改变，主要的构造活动似乎已不在盆地边界断裂上，而在盆地中原有的正断层基础上发育现今以右旋走滑为主的巴彦浩特断裂（Yang等，2018），其为贺兰山断块的新边界断裂。这条断裂并不是以倾滑为主，深部不应向东变缓连到东部的银川盆地断裂系，而是直接向下切割整个岩石圈，成为新的块体边界。因此，结合深部结构和断裂运动学对已有研究中的垂向断裂模型进行更新（图5），可作为阿拉善块体与鄂尔多斯块体之间边界带的深部构造组合的新解释。

在上述贺兰山周边区域构造模式里，阿拉善块体和鄂尔多斯块体边界在罗山一带是结构相对简单的走向近南北的罗山断裂，罗山断裂约4.3 mm/a的右旋走滑速率被认为代表了阿拉善块体与鄂尔多斯块体之间的相对运动（Middleton等，2016）。而巴彦浩特断裂附近的GPS站点（NMAZ）相对稳定的鄂尔多斯块体以4.481 mm/yr速率向北运动（Liang等，2013），也可近似代表2个块体的相对运动，与罗山断裂的地质结论近似。如果用阿拉善块体与鄂尔多斯块体的相对运动扣除银川盆地各北东走向的正断层拉张产生的1.05 mm/a的南北向走滑分量（雷启云，2016），巴彦浩特断裂上可能有约3 mm/a的右旋走滑运动，与本研究野外调查获得的右旋走滑速率1.67～2.43 mm/a较接近。对比巴彦浩特断裂与银川盆地正断层系的滑动速率、单次同震位移量、古地震复发规律等断裂活动性参数，巴彦浩特断裂可能与银川盆地正断层系相似的发震能力和地震危险性。

5.   结论

苏木图南观测点断塞塘、断坎地貌和探槽剖面显示，巴彦浩特断裂阿拉善左旗以北段以右旋走滑活动为主并具有一定逆倾滑，断层西盘相对抬升，在浅表形成半正花状构造组合。以断错并断塞的冲沟为标识获得约137 m右旋走滑位移，通过探槽光释光年代样品估计相应台地内冲沟形成年代，估计断层右旋走滑速率为1.67～2.43 mm/a，通过对比前人在断裂带获得的滑动速率、阿拉善块体与鄂尔多斯块体的相对运动，认为本研究提出的巴彦浩特断裂滑动速率估计较合理。

苏木图南探槽地层及其断错分析显示，断裂带内逆倾滑变形域记录了3次具有显著地表逆倾滑破裂的强震事件，时间分别为（56.28±4.04）～（55.33±3.04）、（32.79±2.22）～（13.76±1.1）、（13.76±1.1）～（7.86±0.43）ka，逆倾滑量分别为0.44、0.35、0.29 m。探槽揭示的变形分布特征及前人在南段的古地震数据的对比分析显示，这3次古地震仅为该断裂上古地震系列的一部分，如建立完整的古地震复发模型需更多的数据。

结合贺兰山东侧银川盆地正断层系的沉积特征和活动性，贺兰山西侧巴彦浩特盆地内发育的以右旋走滑活动为主的巴彦浩特断裂活动性同样具有强震发震能力，且可能与贺兰山断块东侧银川盆地正断层系共同构成了阿拉善地块与鄂尔多斯地块的边界构造带，并吸收了2个地块在近南北向边界构造带上大部分右旋剪切变形。

致谢 释光样品由应急管理部国家自然灾害防治研究院释光实验室（北京震科经纬防灾技术研究院）测试完成，感谢赵俊香高级工程师在样品测试分析中的帮助。感谢张世民研究员在本研究中提供的建议和帮助。感谢阿拉善左旗民政局额尔登特古斯和陈洪波同志协调探槽开挖用地事宜。感谢审稿专家提出的修改意见和建议，感谢李苗编辑和专题负责人何宏林研究员对稿件处理的建议和帮助。