常玉巧 陳立春 李西 周青云

摘要：據(jù)歷史資料記載，云南宜良地區(qū)曾于公元1500年發(fā)生過一次M>7地震，該地震發(fā)生在小江斷裂帶上，但對(duì)其具體發(fā)震斷層及其地表破裂分布的確定，仍存有較大分歧。在高分辨率遙感影像解譯基礎(chǔ)上，沿宜良盆地西緣斷裂進(jìn)行了翔實(shí)的地質(zhì)地貌調(diào)查，獲得了該斷裂晚第四紀(jì)活動(dòng)的一些地質(zhì)地貌證據(jù)。店房探槽和打掛村探槽組開挖結(jié)果揭示：宜良盆地西緣斷裂斷錯(cuò)了全新世地層，最新一次活動(dòng)斷錯(cuò)了（2 460±30）a BP的地層。結(jié)合斷錯(cuò)地貌和地震破壞記錄的分析，其最新事件可能對(duì)應(yīng)于1500年宜良地震。

關(guān)鍵詞：小江斷裂帶;宜良盆地;探槽;1500年宜良地震

中圖分類號(hào)：P315.21?? 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A?? 文章編號(hào)：1000-0666（2021）02-0152-10

0 引言

小江斷裂帶是川滇菱形塊體的東南邊界斷裂，為青藏高原東南緣強(qiáng)烈左旋走滑活動(dòng)的鮮水河—安寧河—小江斷裂系的重要組成部分。小江斷裂帶由北至南，可以分為3段：北段在巧家至東川之間，僅有一條主干斷裂;中段位于東川至撫仙湖一帶，由東、西兩條分支斷裂構(gòu)成;南段為撫仙湖以南至建水盆地北側(cè)，由多條分支斷裂組成（Guo et al，2021）。沿小江斷裂帶，近500年共記錄有M≥6地震11次，最大一次為1833年嵩明8級(jí)地震。其中，M≥7地震包括北段1733年東川73/4級(jí)地震，中段1500年宜良7級(jí)地震、1789年華寧7級(jí)地震和1833年嵩明8級(jí)地震，南段歷史上沒有發(fā)生過M≥7地震，但在建水縣城附近，1606年發(fā)生過63/4級(jí)地震。歷史地震形成的破裂已基本覆蓋，貫通整個(gè)小江斷裂帶（宋方敏等，1998;聞學(xué)澤等，2011;韓竹軍等，2017;Guo et al，2021）。但由于強(qiáng)烈的剝蝕環(huán)境和人工改造，小江斷裂帶上的同震地表破裂難以保存，現(xiàn)存地表形跡大多已模糊不清，給小江斷裂帶的活動(dòng)構(gòu)造定量研究帶來了極大的困難。

據(jù)史料記載：公元1500年1月，宜良、澄江一帶發(fā)生強(qiáng)烈地震。對(duì)該次地震，前人曾做過許多相關(guān)研究（顧功敘，1983;胡耀雄，鄧瑞生，1988;俞維賢等，1995;曹忠權(quán)等，1996），但由于歷史記載較為粗略，對(duì)于該地震的震級(jí)、震中位置和發(fā)震斷裂的確定仍然存在很大爭議，主要有兩種觀點(diǎn)：①發(fā)震構(gòu)造是小江西支斷裂（張愛生，1992）;②發(fā)震斷裂是小江東支斷裂（俞維賢等，1995;曹忠權(quán)等，1996）。20世紀(jì)90年代，在開展小江斷裂帶1∶5萬活動(dòng)斷裂地質(zhì)填圖工作時(shí)發(fā)現(xiàn)了1500年宜良地震的一些地表形跡和地貌證據(jù)，認(rèn)為該次地震的同震地表破裂帶沿小江東支斷裂的小新街—宜良和宜良—徐家渡等兩條次級(jí)斷裂展布，全長約81 km（宋方敏等，1998）。但該工作結(jié)果主要依據(jù)斷錯(cuò)地貌，缺乏直接斷錯(cuò)全新世地層的剖面證據(jù)。

1500年宜良地震距今已達(dá)500多年，宜良段是小江斷裂帶中離逝時(shí)間較長的一段。為了獲得該次地震地表破裂更確鑿的地質(zhì)證據(jù)，在前人工作基礎(chǔ)上，我們沿宜良盆地西緣斷裂開展了高分辨率遙感解譯和翔實(shí)的地質(zhì)地貌調(diào)查，并在店房村和打掛村進(jìn)行了探槽開挖研究。

1 研究背景

滇東地區(qū)及鄰區(qū)位于青藏高原東南緣，南北地震帶南緣，川滇地塊與華南地塊的結(jié)合部位（圖1）。青藏高原物質(zhì)向東逃逸受到穩(wěn)定的華南地塊的阻擋，造成川滇塊體沿兩側(cè)滑移速率不同的邊界斷裂發(fā)生順時(shí)針轉(zhuǎn)動(dòng)（Zhang et al，2004;Shen et al，2005;徐錫偉等，2003;李西，2015）。小江斷裂帶是川滇活動(dòng)塊體的東南邊界斷裂，與鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和則木河斷裂帶一起構(gòu)成了川滇菱形塊體的東邊界，是云南地區(qū)地震活動(dòng)性最強(qiáng)的地震帶之一（張世民，謝富仁，2001;聞學(xué)澤等，2011;李西，2015）。

小江斷裂帶北起巧家以北，往南經(jīng)東川、尋甸、嵩明、宜良，直達(dá)建水東南，近南北向延伸超過400 km，總體呈向東微凸的弧形展布（圖1），是一條內(nèi)部結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜的斷裂帶（宋方敏等，1998;聞學(xué)澤等，2011;李西，2015;韓竹軍等，2017）。該斷裂總體上可劃分為3部分：北段自巧家至蒙姑，全長約50 km，結(jié)構(gòu)較為單一。中段結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，自小江村分為東、西兩支：東支斷裂由蒙姑西向南東，經(jīng)東川、功山、尋甸、小新街、宜良，一直延伸至徐家渡，全長約200 km，走向由350°逐漸變化為10°左右，自北向南包括蒙姑—東川斷層、東川—田壩斷層、功山—尋甸西緣斷層、塘子—小新街盆地西緣斷層、小新街盆地東緣—宜良斷層、宜良—徐家渡斷層等主要次級(jí)斷層。西支斷裂由北向南過滄溪—嵩明—澄江，全長約180 km，近南北向;兩支斷裂相距12～16 km。南段從徐家渡和宜良盆地南端向南延伸，經(jīng)華寧、盤溪、建水，全長約150 km，近南北向延伸。

GPS觀測(cè)數(shù)據(jù)表明，小江斷裂帶現(xiàn)今的平均走滑速率為10 mm/a，由北而南呈遞減趨勢(shì)：北段（巧家—東川）為10 mm/a，中段（嵩明附近）為8～9 mm/a，中—南段（宜良附近）為8 mm/a，南段（建水附近）為4 mm/a（張培震等，2002;He，Oguchi，2008;聞學(xué)澤等，2011;李西，2015）。構(gòu)造地貌等資料結(jié)果顯示第四紀(jì)以來，小江斷裂帶平均滑動(dòng)速率為6～16.5 mm/a（李西，2015）。韓竹軍等（2017）根據(jù)地質(zhì)方法獲得小江斷裂帶南段平均左旋走滑速率約為7 mm/a，并找到了南段全新世活動(dòng)的地質(zhì)地貌證據(jù)。

2 宜良盆地西緣斷裂晚第四紀(jì)活動(dòng)的地表形跡

根據(jù)1∶5萬填圖結(jié)果，宜良盆地西緣斷裂由盆地西側(cè)組成拉分構(gòu)造的2條次級(jí)斷層即小新街—宜良斷層、宜良—徐家渡斷層，以及沿宜良盆地主體西緣展布的馬街—南羊街?jǐn)鄬咏M成（宋方敏等，1998）。其中，小新街—宜良斷層北起小新街，經(jīng)馬街、江頭村、臘介村，至徐家渡以南，全長約95 km，走向10°～30°，陡傾向北西，由兩條次級(jí)張剪切斷裂呈左行左階型羽列展布而成，西側(cè)是小新街—宜良斷層，東側(cè)為宜良—徐家渡斷層，二者構(gòu)成拉分構(gòu)造（圖2a）。馬街—南羊街?jǐn)鄬颖逼瘃R街盆地南緣，往南經(jīng)草房、蒲草塘、店房、宋家營，穿過宜良盆地后經(jīng)彭家莊、黑羊村，最后止于南羊街一帶，全長約38 km。

2.1 斷錯(cuò)地貌

遙感影像及構(gòu)造地貌特征顯示，宜良盆地西緣斷裂線性特征明顯（圖2a），3條次級(jí)斷層沿線線性槽谷地貌發(fā)育，斷裂斷錯(cuò)水系等線性標(biāo)志體，使之發(fā)生不同程度的左旋位錯(cuò)（圖2b～d）。在沿?cái)嗔褞б巴饪疾爝^程中，驗(yàn)證了遙感影像上觀察到的水系同步位錯(cuò)、斷層陡坎和斷層槽谷等斷錯(cuò)地貌的存在。以上地貌特征表明，該斷裂晚第四紀(jì)活動(dòng)特征表現(xiàn)為左旋走滑的運(yùn)動(dòng)學(xué)性質(zhì)。

在遙感影像上，馬街—南羊街?jǐn)鄬泳€性特征清晰，沿該斷裂帶發(fā)育了斷層槽谷、水系位錯(cuò)、斷塞塘等多種典型的斷錯(cuò)地貌現(xiàn)象。特別是在店房鄉(xiāng)西側(cè)山腰處（103°10′40.82″E，25°02′40.98″N），衛(wèi)星影像和野外調(diào)查中均可見斷裂經(jīng)過的地方發(fā)育了清晰的斷層槽谷、水系同步位錯(cuò)、斷塞塘、閘門脊和斷頭溝等系列斷層地貌（圖2b）。斷裂的左旋走滑運(yùn)動(dòng)使山脊、水系等發(fā)生同步位錯(cuò)。其中，水系位錯(cuò)可分期，新老沖溝位錯(cuò)量差別較大，達(dá)數(shù)米至數(shù)十米不等;閘門脊前形成斷塞塘，閘門脊呈陡立的懸崖，垂直高差可達(dá)數(shù)十米。

在小新街—宜良斷層沿線，斷層的水平剪切運(yùn)動(dòng)引起多條水系發(fā)生同步位錯(cuò)，甚至有些部位還發(fā)育了多期沖溝位錯(cuò)，如分水嶺至下麻邑村段廣泛發(fā)育沖溝位錯(cuò)，多條沖溝表現(xiàn)出同步位移特征，部分沖溝具有多期位移現(xiàn)象（圖2c）。有的水系位錯(cuò)還伴生了斷層槽地等斷錯(cuò)地貌，如柏子村西側(cè)水系左旋位錯(cuò)和反向槽，其中，水系位錯(cuò)量為50～200 m（圖2d）。

沿宜良—徐家渡斷層段，在石壩村東側(cè)，農(nóng)田之間的紋溝也出現(xiàn)左旋同步位錯(cuò)，北東側(cè)可見線性斷層槽谷。沿打掛村、沙河、臘介村至七江村一線，連續(xù)發(fā)育線性槽谷、反向陡坎與槽地及水系同步位錯(cuò)等斷錯(cuò)地貌（圖3）。

2.2 斷層剖面

在宜良盆地西緣斷裂沿線遙感影像線性特征較清晰、斷錯(cuò)地貌較明顯的一些部位，發(fā)現(xiàn)多處斷層剖面（圖2a）。分水嶺剖面位于（103°10′27.21″E，25°08′30.83″N）處，在分水嶺以北約1.5 km，剖面上見斷裂破碎帶，斷層兩盤地層顏色差異顯著，上盤為砂礫石層，下盤為灰白色黏土層。斷層面上發(fā)育斷層泥，含角礫巖，斷層泥沿?cái)鄬用鎵罕獬蕩罘植夹纬娠@著的剪切面，斷層面產(chǎn)狀為15°∠45°（圖4a）。石壩村剖面位于（103°07′00.02″E，24°50′52.28″N）處。石壩村附近，斷層破碎帶控制泥盆系地層與震旦系地層接觸，斷層面近直立（圖4b）。臘介村剖面位于（103°04′46.38″E，24°46′05.43″N）處。在臘介村東側(cè)約100 m處高速路邊，發(fā)育有多條次級(jí)斷裂，斷層清晰可見。但由于頂部蓋層表面風(fēng)化嚴(yán)重，斷層最新切割關(guān)系尚不明確（圖4c）。七江村剖面位于（103°03′12.13″E，24°42′37.58″N）處，該處線性槽谷和反向陡坎的南西端剖面上花崗巖脈內(nèi)發(fā)育斷層破碎帶，斷層?xùn)|側(cè)為灰綠色泥質(zhì)頁巖層，推測(cè)為圍巖。帶內(nèi)物質(zhì)沿近于直立的斷層面（剪切面）定向，指示斷層強(qiáng)烈的水平剪切作用（圖4d）。

3 探槽剖面特征

3.1 店房地點(diǎn)

店房一帶，沖溝左旋同步位錯(cuò)、閘門脊與斷塞塘、斷層槽谷、斷頭溝等斷錯(cuò)地貌發(fā)育（圖2b）。在（103°10′37.2″E，25°3′10.8″N）處跨斷塞塘進(jìn)行開挖，揭露出的地層單元特征如下：①灰色、淺灰色含礫砂層，中粗砂含量較高，礫塊磨圓較好;②該層含豐富礫塊，根據(jù)顏色和物質(zhì)成分又可細(xì)分為兩層：②a為黑色含礫塊淤泥層;②b為鋼灰色、淺灰色含礫塊砂層，中粗砂含量較高，礫塊磨圓次圓，大小不等;③灰色含礫塊砂層，所含礫塊較②層明顯減少;④深灰色含礫塊砂土層，顏色為深灰色，以砂為主，中粗砂含量較高。礫塊磨圓度較好，大小不等，底部含磨圓度較好的礫石層，下界面較清晰;⑤黃色含礫塊黏土層，下界面呈漸變過渡;⑥褐色表層耕作土。

探槽揭示出4條比較清晰的斷面（圖5）。根據(jù)斷層與地層的切割關(guān)系及地層的變形特征可識(shí)別出至少4次斷錯(cuò)事件，從老到新依次是：事件Ⅰ：發(fā)生在層①沉積之后、層②a沉積之前，依據(jù)是層②與層①呈明顯的沉積特征變化，二者主體均為含礫砂層，但層①物質(zhì)成分較層②均勻，礫石磨圓較層②好，含量偏少，層②具斷陷塘沉積特征，物質(zhì)成分較層①復(fù)雜，底部顏色較深，礫石豐富，頂部顏色變淺，礫石磨圓度變差;斷層F1在層①中斷面清晰，層②沿F1發(fā)育為不明顯的裂隙。事件Ⅱ：發(fā)生在層②b沉積之后、層③沉積之前，F(xiàn)1、F2、F3和F4均斷錯(cuò)層②，在其頂部形成裂縫或斷陷塘，層③呈楔形充填、沉積。事件Ⅲ：發(fā)生在層③沉積之后、層④沉積之前，依據(jù)是：層③和層④不整合接觸，層間發(fā)育礫石層，且兩層的變形程度存在明顯差異，層③較層④變形更為強(qiáng)烈。F1左側(cè)分支斷層斷錯(cuò)層②和層③，在頂部形成裂隙或斷陷塘，層④呈楔形充填其中。

事件Ⅳ：發(fā)生在層⑤形成之后，判斷標(biāo)志為層⑤內(nèi)普遍發(fā)育豎向細(xì)小裂縫，為深色物質(zhì)所填充。

層①和層②b層中采集的14C年代樣品測(cè)試結(jié)果分別為（28 970±140）a BP和（29 920±160）a BP，據(jù)此推斷事件Ⅰ發(fā)生在距今不到3萬年，即晚更新世晚期。層④底部采集的14C年代樣品測(cè)試結(jié)果為（13 260±50）a BP，事件Ⅲ至少發(fā)生在晚更新世末期之前。而事件Ⅳ的時(shí)代被限制在層⑤和層⑥之間，遺憾的是，層⑤未獲得有效的測(cè)試結(jié)果。斷層斷錯(cuò)地層的最新測(cè)年結(jié)果，即層④底部的測(cè)年結(jié)果為（13 260±50）a BP，據(jù)此可以判斷店房探槽剖面處斷層最新活動(dòng)為晚更新世末—全新世。

3.2 打掛村地點(diǎn)

打掛村至沙河一帶，斷錯(cuò)地貌較為明顯。斷層槽谷與斷層陡坎斷錯(cuò)地貌組合呈線性延伸約為2 km，多條沖溝同步位錯(cuò)。在打掛村西側(cè)，斷層地表形跡表現(xiàn)為近于平行的兩支，跨這兩支各開挖了1個(gè)探槽（圖2a、圖6），探槽TC1（103°5′31.2″E，24°48′21.6″N）位于西側(cè)低洼槽谷中;探槽TC2位于探槽TC1東側(cè)約10 m處。2個(gè)探槽揭露的地層單元除局部有細(xì)微差別，總體可以對(duì)比。

3.2.1 探槽TC1

探槽TC1揭露的主要地層單元特征如下：①褐色黏土與灰綠色礫塊互層，頂界具牽引現(xiàn)象，可能為撓曲變形所致;②黃綠色含黏土砂礫層，發(fā)育豎向裂縫，南壁底部洼地處含灰綠色黏土，該灰綠色黏土內(nèi)采集的14C樣品AMS測(cè)年結(jié)果為距今（10 680±50）a;③黃綠色含黏土砂礫堆積，含豐富礫塊，礫塊磨圓度較好，可能為層②的坎前堆積;④該剖面上未見該層，地層特征見下文TC2地層④描述;⑤藍(lán)黑色淤泥層;⑥灰綠色砂礫層，沖積砂礫，磨圓度較好，該層內(nèi)采集的14C樣品AMS測(cè)年結(jié)果為距今（14 410±40）a;⑦深褐色黏土層;⑧表層褐色耕作黏土層，略發(fā)紅，底界清晰，近水平延伸，該層中部采集的14C樣品AMS測(cè)年結(jié)果為（130.36±0.49）pMC。

探槽TC1剖面上大致可以識(shí)別出4組斷面：F1、F2、F3和F4（圖7），F(xiàn)1和 F2均被層⑧所覆蓋，主要發(fā)育于較老的層①中，產(chǎn)狀陡立。其中，F(xiàn)1已上延至層③中，由數(shù)條次級(jí)斷裂組成（圖7）。F3斷錯(cuò)層①，可能已延至層⑥中（圖7）。探槽剖面也顯示，層①頂部普遍存在明顯的撓曲變形。

根據(jù)斷層與沉積地層單元的斷錯(cuò)關(guān)系，可以識(shí)別出一次非常明確的事件，事件發(fā)生在層⑥沉積之后、層⑦沉積之前，依據(jù)是：F3和F4斷錯(cuò)了層⑥、上覆層⑦，由于層⑦未能采到14C樣品，事件發(fā)生年代只能限定在（14 410±40）a之后。

3.2.2 探槽TC2

探槽TC2剖面揭露的主要地層單元特征如下（圖8）：①風(fēng)化—半風(fēng)化的殘坡積褐色黏土與灰綠色礫塊互層，頂界具撓曲牽引現(xiàn)象;②團(tuán)塊狀土、礫塊混雜堆積，整體呈楔狀，具坎前或充填楔狀堆積特征;③黃褐色黏土層，與層②不整合接觸，界面較清晰，該層頂部采集的14C樣品AMS測(cè)年結(jié)果為距今（2 630±30）a;④藍(lán)黑色砂礫層，具斷陷塘型沉積特點(diǎn);⑤藍(lán)黑色粉砂土層，具斷陷塘型沉積特點(diǎn)，該層中部采集的14C樣品AMS測(cè)年結(jié)果為距今（2 460±30）a;⑥黃綠色砂礫層，顏色非常特殊;⑦包括⑦a、⑦b和⑦c 3個(gè)亞層，⑦a為藍(lán)黑色粉砂土和黃綠色砂礫層混雜層，可能為層⑤和層⑥擠壓隆起變形形成的鼓包狀混雜堆積，⑦b為順坡堆積的褐色黏土團(tuán)塊，⑦c為近水平堆積的黃褐色砂黏土;⑧該層底部界限清晰，探槽東側(cè)較厚，根據(jù)巖性成分，又可以細(xì)分為灰褐色黏土層⑧a、灰土層⑧b、表層耕作土⑧c 3個(gè)亞層。

該剖面揭示了兩組斷裂：F1和F2。其中F1由一系列次級(jí)斷層組成，具走滑兼有逆沖變形特征;F2發(fā)育于洼地沉積的藍(lán)黑色砂礫、粉砂土中，斷面不是很清晰。根據(jù)斷層與沉積層之間的斷錯(cuò)關(guān)系，探槽剖面揭露出不止一次事件，但限于剖面西段主體為殘坡積堆積，缺乏沉積單元和測(cè)年樣品，故事件序列難以厘定。能夠明確的是：最新一次破裂事件沿F2斷錯(cuò)了剖面標(biāo)志層⑤—⑥，沿F1則表現(xiàn)為層⑤—⑥發(fā)生了類似擠壓鼓包似的鼓起變形，形成層⑦a。根據(jù)測(cè)年結(jié)果，最新一次事件至少發(fā)生在（2 460±30）a BP之后。

4 討論

遙感解譯與地質(zhì)地貌調(diào)查結(jié)果顯示：宜良盆地西緣斷裂，由小新街—宜良、宜良—徐家渡和馬街—南羊街3條次級(jí)斷層組成，其中，小新街—宜良斷裂和宜良—徐家渡斷裂，線性影像特征總體較為清晰，斷層槽谷、水系位錯(cuò)等晚第四紀(jì)活動(dòng)地貌局部發(fā)育，被前人歸為地震地表破裂形變帶（曹忠權(quán)等，1994，1996;俞維賢等，1995;宋方敏等，1998）。雖然本次調(diào)查并未發(fā)現(xiàn)地表裂縫和擠壓鼓包等典型的走滑型同震地表破裂形跡，但結(jié)合多個(gè)斷層剖面，可以明確這些線性地貌為斷層活動(dòng)地表形跡。店房和打掛村探槽剖面進(jìn)一步揭示該斷裂晚更新世末以來有過多次地表活動(dòng)，最新一次事件斷錯(cuò)了距今約2 400 a以來的地層。

盡管目前對(duì)1500年宜良地震的發(fā)震構(gòu)造仍存有爭議，但從歷史記載看，地震破壞最嚴(yán)重、并有大量人員傷亡的地點(diǎn)是宜良縣城一帶（顧功敘，1983;國家地震局地球物理研究所，復(fù)旦大學(xué)中國歷史地理研究所，1986;國家地震局震害防御司，1995）。1∶5萬活動(dòng)斷裂地質(zhì)填圖結(jié)果揭示，該次地震的同震地表破裂帶沿小江東支斷裂的小新街—宜良和宜良—徐家渡2條次級(jí)斷層展布（宋方敏等，1998）。宜良盆地一帶斷層地表活動(dòng)形跡較為清晰的全新世活動(dòng)斷裂也是這兩條次級(jí)斷層。由此推測(cè)，宜良盆地西緣斷裂應(yīng)該是1500年宜良地震的發(fā)震斷裂。根據(jù)打掛村探槽組揭露的最新一次事件年代在距今約2 400 a，而宜良盆地一帶歷史上又僅有1500年這一次大震記錄，說明宜良盆地西緣斷裂的最新一次事件應(yīng)該是1 500年宜良地震，其離逝時(shí)間已超過500 a。Li等（2015）對(duì)小江斷裂帶西支的探槽古地震研究揭示，小江斷裂帶西支的大震平均復(fù)發(fā)間隔約為370～440 a。與小江斷裂帶西支特別是嵩明段的研究結(jié)果對(duì)比（李西，2015;Li et al，2015），本文得出：小江斷裂帶東支宜良段，在遙感影像上斷裂的線性特征與斷錯(cuò)地貌發(fā)育程度，以及在探槽剖面上斷面錯(cuò)動(dòng)全新世地層跡象都比西支的嵩明段要弱，未來發(fā)生類似1833年嵩明8級(jí)地震或更大震級(jí)的可能性不大。但考慮到宜良盆地西緣斷裂自1500年發(fā)生宜良地震以來，已500多年未發(fā)生過強(qiáng)震，該斷裂未來地震危險(xiǎn)性不容忽視。

需要說明的是，目前僅有打掛村探槽組揭露出宜良—徐家渡斷裂斷錯(cuò)了歷史記錄時(shí)期的地層，而其它兩支斷裂尚無直接斷錯(cuò)全新世地層的剖面證據(jù)，也就是說，1500年宜良地震是否破裂了整個(gè)宜良盆地西緣斷裂帶，仍需進(jìn)一步的研究。

5 結(jié)論

通過對(duì)宜良盆地西緣斷裂進(jìn)行高分辨率遙感解譯和翔實(shí)地質(zhì)地貌調(diào)查，并結(jié)合斷錯(cuò)地貌分析、探槽剖面及地層年代學(xué)分析，初步獲得以下結(jié)論：

（1）遙感解譯與地質(zhì)地貌調(diào)查結(jié)果表明，宜良盆地西緣斷裂由小新街—宜良、宜良—徐家渡和馬街—南羊街3條次級(jí)斷裂組成;遙感影像上，宜良盆地西緣斷裂線性特征清楚，沿?cái)嗔寻l(fā)育斷層槽谷和水系位錯(cuò)等活動(dòng)地貌。

（2）店房探槽和打掛村探槽組開挖結(jié)果揭示，宜良盆地西緣斷裂斷錯(cuò)了全新世地層，最新一次事件斷錯(cuò)了距今約2 400 a以來的地層，為全新世活動(dòng)斷裂。

（3）結(jié)合歷史大震記錄及宜良盆地附近全新世活動(dòng)斷裂的發(fā)育與分布，認(rèn)為宜良盆地西緣斷裂最新一次事件應(yīng)該對(duì)應(yīng)于1500年宜良地震。

冉勇康研究員對(duì)探槽工作給予了現(xiàn)場(chǎng)指導(dǎo)，曾蒂和陳俊磊參與了部分野外工作，審稿專家提出了寶貴意見，在此一并表示衷心感謝！

參考文獻(xiàn)：

曹忠權(quán)，申旭輝，宋方敏，等.1994.1500年宜良地震地表破裂帶初步研究.活動(dòng)斷裂研究（3）[M].北京：地震出版社.

曹忠權(quán)，申旭輝，宋方敏，等.1996.1500年云南宜良地震的發(fā)震構(gòu)造[J].地震研究，19（2）：184-191.

顧功敘.1983.中國地震目錄[M].北京：科學(xué)出版社.

國家地震局地球物理研究所，復(fù)旦大學(xué)中國歷史地理研究所.1986.中國歷史地震圖集（明時(shí)期）[M].北京：地圖出版社.

國家地震局震害防御司.1995.中國歷史強(qiáng)震目錄（公元前23世紀(jì)-公元1911年）[M].北京：地震出版社.

韓竹軍，董紹鵬，毛澤斌，等.2017.小江斷裂帶南段全新世活動(dòng)的地質(zhì)地貌證據(jù)與滑動(dòng)速率[J].地震地質(zhì)，39（1）：1-19.

胡耀雄，鄧瑞生.1988.陽宗海冬瓜營古地震剖面（英文）[J].地震研究，11（3）：309-324.

李西.2015.川滇地塊云南地區(qū)不同發(fā)育階段邊界斷裂破裂特征研究[D].北京：中國地震局地質(zhì)研究所.

宋方敏，汪一鵬，俞維賢，等.1998.小江活動(dòng)斷裂帶[M].北京：地震出版社.

聞學(xué)澤，杜方，龍鋒，等.2011.小江和曲江—石屏兩斷裂系統(tǒng)的構(gòu)造動(dòng)力學(xué)與強(qiáng)震序列的關(guān)聯(lián)性[J].中國科學(xué)：地球科學(xué)，41（5）：713-724.

徐錫偉，聞學(xué)澤，鄭榮章，等.2003.川滇地區(qū)活動(dòng)塊體最新構(gòu)造變動(dòng)樣式及其動(dòng)力來源[J].中國科學(xué)：地球科學(xué)，33（S1）：151-162.

俞維賢，李志祥，侯學(xué)英，等.1995.1500年宜良地震地表形變帶的考證[J].地震研究，18（4）：405-411.

張培震，王琪，馬宗晉.2002.青藏高原現(xiàn)今構(gòu)造變形特征與GPS速度場(chǎng)[J].地學(xué)前緣，9（2）：442-450.

張世民，謝富仁.2001.鮮水河—小江斷裂帶7級(jí)以上強(qiáng)震構(gòu)造區(qū)的劃分及其構(gòu)造地貌特征[J].地震學(xué)報(bào)，23（1）：36-44，111.

Guo P，Han Z，Dong S，et al.2021.Latest Quaternary active faulting and paleoearthquakes on the southern segment of the Xiaojiang Fault Zone，SE Tibetan Plateau[J].Lithosphere，1，doi：10.2113/ror1/7866379.

He H L，Oguchi T.2008.Late Quaternary activity of the Zemuhe and Xiaojiang Faults in southwest China from geomorphological mapping[J].Geomorphology，96（1-2）：62-85.

Li X，Ran Y K，Chen L C，et al.2015.Late Quaternary large earthquakes on the western branch of the Xiaojiang Fault and their tectonic implications[J].Acta Geologica Sinica（English Edition），89（5）：1516-1530.

Shen Z K，Lu J N，Wang M，et al.2005.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau[J].Journal of Geophysical Research，110（B11）：B11409.

Zhang P Z，Shen Z K，Wang M，et al.2004.Continuous deformation of the Tibetan plateau from global positioning system data[J].Geology，32（9）：809-812.

The Late Quaternary Activity of the Fault along the Western Marginof the Yiliang Basin of the Xiaojiang Fault Zone

CHANG Yuqiao1，CHEN Lichun2，LI Xi1，ZHOU Qingyun1

（1.Yunnan Earthquake Agency，Kunming 650224，Yunnan，China）

（2.College of Earth Sciences，Guilin University of Technology，Guilin 541006，Guangxi，China）

Abstract

The Xiaojiang Fault Zone forms the southeastern boundary of the Sichuan-Yunnan Block.As one of the most seismically active zones in Yunnan Province，many historical strong earthquakes（M>7），such as the 1833 M8 Songming earthquake，occurred in it.Along the western margin of the Yiliang Basin and in the eastern branch of the Xiaojiang Fault Zone，there is a secondary fault zone which is composed of the Xiaoxinjie-Yiliang Fault，the Yiliang-Xujiadu Fault，and the Majie-Nanyangjie Fault.The M>7 Yiliang earthquake in 1500 had produced a long surface rupture distributing discontinuously along the western margin of the Yiliang Basin.The remote sensing image shows that the secondary fault zone has a remarkable linear feature.There are a lot of dislocation landforms such as fault trough and fault scarps along its strike.Based on interpretation of high-resolution remote sensing images，and through detailed geological and geomorphological investigation，we obtained geological evidences of the late Quaternary activity of the secondary fault.The trench in Dianfang village revealed that the secondary fault had dislocated the Holocene stratum and behaved as a normal fault.Two trenches in Dagua village reveal that the 2460 a BP strata had been dislocated by the fault along the western margin of the Yiliang Basin.We analyzed dislocation landform and the historical recordings，and found that the Yiliang earthquake in 1500 may be the latest event.

Keywords：the Xiaojiang Fault Zone;the Yiliang Basin;trenches;the Yiliang earthquake in 1500

收稿日期：2020-12-03.

基金項(xiàng)目：國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（41372218）和云南省地震局地震科技專項(xiàng)（2019ZX03）共同資助.

第一作者簡歷：常玉巧（1988-），工程師，主要從事活動(dòng)構(gòu)造、古地震及構(gòu)造地貌研究工作.E-mail：349797655@qq.com.