小江斷裂帶宜良盆地西緣斷裂晚第四紀活動的地質地貌證據

常玉巧 陳立春 李西 周青云

摘要：據歷史資料記載，云南宜良地區曾于公元1500年發生過一次M>7地震，該地震發生在小江斷裂帶上，但對其具體發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上，沿宜良盆地西緣斷裂進行了翔實的地質地貌調查，獲得了該斷裂晚第四紀活動的一些地質地貌證據。店房探槽和打掛村探槽組開挖結果揭示：宜良盆地西緣斷裂斷錯了全新世地層，最新一次活動斷錯了（2 460±30）a BP的地層。結合斷錯地貌和地震破壞記錄的分析，其最新事件可能對應于1500年宜良地震。

關鍵詞：小江斷裂帶;宜良盆地;探槽;1500年宜良地震

中圖分類號：P315.21?? 文獻標識碼：A?? 文章編號：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烈左旋走滑活動的鮮水河—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、西兩條分支斷裂構成;南段為撫仙湖以南至建水盆地北側，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級地震。其中，M≥7地震包括北段1733年東川73/4級地震，中段1500年宜良7級地震、1789年華寧7級地震和1833年嵩明8級地震，南段歷史上沒有發生過M≥7地震，但在建水縣城附近，1606年發生過63/4級地震。歷史地震形成的破裂已基本覆蓋，貫通整個小江斷裂帶（宋方敏等，1998;聞學澤等，2011;韓竹軍等，2017;Guo et al，2021）。但由于強烈的剝蝕環境和人工改造，小江斷裂帶上的同震地表破裂難以保存，現存地表形跡大多已模糊不清，給小江斷裂帶的活動構造定量研究帶來了極大的困難。

據史料記載：公元1500年1月，宜良、澄江一帶發生強烈地震。對該次地震，前人曾做過許多相關研究（顧功敘，1983;胡耀雄，鄧瑞生，1988;俞維賢等，1995;曹忠權等，1996），但由于歷史記載較為粗略，對于該地震的震級、震中位置和發震斷裂的確定仍然存在很大爭議，主要有兩種觀點：①發震構造是小江西支斷裂（張愛生，1992）;②發震斷裂是小江東支斷裂（俞維賢等，1995;曹忠權等，1996）。20世紀90年代，在開展小江斷裂帶1∶5萬活動斷裂地質填圖工作時發現了1500年宜良地震的一些地表形跡和地貌證據，認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—徐家渡等兩條次級斷裂展布，全長約81 km（宋方敏等，1998）。但該工作結果主要依據斷錯地貌，缺乏直接斷錯全新世地層的剖面證據。

1500年宜良地震距今已達500多年，宜良段是小江斷裂帶中離逝時間較長的一段。為了獲得該次地震地表破裂更確鑿的地質證據，在前人工作基礎上，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的地質地貌調查，并在店房村和打掛村進行了探槽開挖研究。

1 研究背景

滇東地區及鄰區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合部位（圖1）。青藏高原物質向東逃逸受到穩定的華南地塊的阻擋，造成川滇塊體沿兩側滑移速率不同的邊界斷裂發生順時針轉動（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成了川滇菱形塊體的東邊界，是云南地區地震活動性最強的地震帶之一（張世民，謝富仁，2001;聞學澤等，2011;李西，2015）。

小江斷裂帶北起巧家以北，往南經東川、尋甸、嵩明、宜良，直達建水東南，近南北向延伸超過400 km，總體呈向東微凸的弧形展布（圖1），是一條內部結構十分復雜的斷裂帶（宋方敏等，1998;聞學澤等，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，結構較為單一。中段結構較為復雜，自小江村分為東、西兩支：東支斷裂由蒙姑西向南東，經東川、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，經華寧、盤溪、建水，全長約150 km，近南北向延伸。

GPS觀測數據表明，小江斷裂帶現今的平均走滑速率為10 mm/a，由北而南呈遞減趨勢：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;聞學澤等，2011;李西，2015）。構造地貌等資料結果顯示第四紀以來，小江斷裂帶平均滑動速率為6～16.5 mm/a（李西，2015）。韓竹軍等（2017）根據地質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的地質地貌證據。

2 宜良盆地西緣斷裂晚第四紀活動的地表形跡

根據1∶5萬填圖結果，宜良盆地西緣斷裂由盆地西側組成拉分構造的2條次級斷層即小新街—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—南羊街斷層組成（宋方敏等，1998）。其中，小新街—宜良斷層北起小新街，經馬街、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，由兩條次級張剪切斷裂呈左行左階型羽列展布而成，西側是小新街—宜良斷層，東側為宜良—徐家渡斷層，二者構成拉分構造（圖2a）。馬街—南羊街斷層北起馬街盆地南緣，往南經草房、蒲草塘、店房、宋家營，穿過宜良盆地后經彭家莊、黑羊村，最后止于南羊街一帶，全長約38 km。

2.1 斷錯地貌

遙感影像及構造地貌特征顯示，宜良盆地西緣斷裂線性特征明顯（圖2a），3條次級斷層沿線線性槽谷地貌發育，斷裂斷錯水系等線性標志體，使之發生不同程度的左旋位錯（圖2b～d）。在沿斷裂帶野外考察過程中，驗證了遙感影像上觀察到的水系同步位錯、斷層陡坎和斷層槽谷等斷錯地貌的存在。以上地貌特征表明，該斷裂晚第四紀活動特征表現為左旋走滑的運動學性質。

在遙感影像上，馬街—南羊街斷層線性特征清晰，沿該斷裂帶發育了斷層槽谷、水系位錯、斷塞塘等多種典型的斷錯地貌現象。特別是在店房鄉西側山腰處（103°10′40.82″E，25°02′40.98″N），衛星影像和野外調查中均可見斷裂經過的地方發育了清晰的斷層槽谷、水系同步位錯、斷塞塘、閘門脊和斷頭溝等系列斷層地貌（圖2b）。斷裂的左旋走滑運動使山脊、水系等發生同步位錯。其中，水系位錯可分期，新老沖溝位錯量差別較大，達數米至數十米不等;閘門脊前形成斷塞塘，閘門脊呈陡立的懸崖，垂直高差可達數十米。

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

沿宜良—徐家渡斷層段，在石壩村東側，農田之間的紋溝也出現左旋同步位錯，北東側可見線性斷層槽谷。沿打掛村、沙河、臘介村至七江村一線，連續發育線性槽谷、反向陡坎與槽地及水系同步位錯等斷錯地貌（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、斷錯地貌較明顯的一些部位，發現多處斷層剖面（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。斷層面上發育斷層泥，含角礫巖，斷層泥沿斷層面壓扁呈帶狀分布形成顯著的剪切面，斷層面產狀為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。在臘介村東側約100 m處高速路邊，發育有多條次級斷裂，斷層清晰可見。但由于頂部蓋層表面風化嚴重，斷層最新切割關系尚不明確（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發育斷層破碎帶，斷層東側為灰綠色泥質頁巖層，推測為圍巖。帶內物質沿近于直立的斷層面（剪切面）定向，指示斷層強烈的水平剪切作用（圖4d）。

3 探槽剖面特征

3.1 店房地點

店房一帶，沖溝左旋同步位錯、閘門脊與斷塞塘、斷層槽谷、斷頭溝等斷錯地貌發育（圖2b）。在（103°10′37.2″E，25°3′10.8″N）處跨斷塞塘進行開挖，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，根據顏色和物質成分又可細分為兩層：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）。根據斷層與地層的切割關系及地層的變形特征可識別出至少4次斷錯事件，從老到新依次是：事件Ⅰ：發生在層①沉積之后、層②a沉積之前，依據是層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，物質成分較層①復雜，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發育為不明顯的裂隙。事件Ⅱ：發生在層②b沉積之后、層③沉積之前，F1、F2、F3和F4均斷錯層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：發生在層③沉積之后、層④沉積之前，依據是：層③和層④不整合接觸，層間發育礫石層，且兩層的變形程度存在明顯差異，層③較層④變形更為強烈。F1左側分支斷層斷錯層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：發生在層⑤形成之后，判斷標志為層⑤內普遍發育豎向細小裂縫，為深色物質所填充。

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

3.2 打掛村地點

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

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，頂界具牽引現象，可能為撓曲變形所致;②黃綠色含黏土砂礫層，發育豎向裂縫，南壁底部洼地處含灰綠色黏土，該灰綠色黏土內采集的14C樣品AMS測年結果為距今（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藍黑色淤泥層;⑥灰綠色砂礫層，沖積砂礫，磨圓度較好，該層內采集的14C樣品AMS測年結果為距今（14 410±40）a;⑦深褐色黏土層;⑧表層褐色耕作黏土層，略發紅，底界清晰，近水平延伸，該層中部采集的14C樣品AMS測年結果為（130.36±0.49）pMC。

探槽TC1剖面上大致可以識別出4組斷面：F1、F2、F3和F4（圖7），F1和 F2均被層⑧所覆蓋，主要發育于較老的層①中，產狀陡立。其中，F1已上延至層③中，由數條次級斷裂組成（圖7）。F3斷錯層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。

根據斷層與沉積地層單元的斷錯關系，可以識別出一次非常明確的事件，事件發生在層⑥沉積之后、層⑦沉積之前，依據是：F3和F4斷錯了層⑥、上覆層⑦，由于層⑦未能采到14C樣品，事件發生年代只能限定在（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風化—半風化的殘坡積褐色黏土與灰綠色礫塊互層，頂界具撓曲牽引現象;②團塊狀土、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測年結果為距今（2 630±30）a;④藍黑色砂礫層，具斷陷塘型沉積特點;⑤藍黑色粉砂土層，具斷陷塘型沉積特點，該層中部采集的14C樣品AMS測年結果為距今（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個亞層，⑦a為藍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，探槽東側較厚，根據巖性成分，又可以細分為灰褐色黏土層⑧a、灰土層⑧b、表層耕作土⑧c 3個亞層。

該剖面揭示了兩組斷裂：F1和F2。其中F1由一系列次級斷層組成，具走滑兼有逆沖變形特征;F2發育于洼地沉積的藍黑色砂礫、粉砂土中，斷面不是很清晰。根據斷層與沉積層之間的斷錯關系，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斷錯了剖面標志層⑤—⑥，沿F1則表現為層⑤—⑥發生了類似擠壓鼓包似的鼓起變形，形成層⑦a。根據測年結果，最新一次事件至少發生在（2 460±30）a BP之后。

4 討論

遙感解譯與地質地貌調查結果顯示：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、水系位錯等晚第四紀活動地貌局部發育，被前人歸為地震地表破裂形變帶（曹忠權等，1994，1996;俞維賢等，1995;宋方敏等，1998）。雖然本次調查并未發現地表裂縫和擠壓鼓包等典型的走滑型同震地表破裂形跡，但結合多個斷層剖面，可以明確這些線性地貌為斷層活動地表形跡。店房和打掛村探槽剖面進一步揭示該斷裂晚更新世末以來有過多次地表活動，最新一次事件斷錯了距今約2 400 a以來的地層。

盡管目前對1500年宜良地震的發震構造仍存有爭議，但從歷史記載看，地震破壞最嚴重、并有大量人員傷亡的地點是宜良縣城一帶（顧功敘，1983;國家地震局地球物理研究所，復旦大學中國歷史地理研究所，1986;國家地震局震害防御司，1995）。1∶5萬活動斷裂地質填圖結果揭示，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條次級斷層展布（宋方敏等，1998）。宜良盆地一帶斷層地表活動形跡較為清晰的全新世活動斷裂也是這兩條次級斷層。由此推測，宜良盆地西緣斷裂應該是1500年宜良地震的發震斷裂。根據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該是1 500年宜良地震，其離逝時間已超過500 a。Li等（2015）對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發間隔約為370～440 a。與小江斷裂帶西支特別是嵩明段的研究結果對比（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地貌發育程度，以及在探槽剖面上斷面錯動全新世地層跡象都比西支的嵩明段要弱，未來發生類似1833年嵩明8級地震或更大震級的可能性不大。但考慮到宜良盆地西緣斷裂自1500年發生宜良地震以來，已500多年未發生過強震，該斷裂未來地震危險性不容忽視。

需要說明的是，目前僅有打掛村探槽組揭露出宜良—徐家渡斷裂斷錯了歷史記錄時期的地層，而其它兩支斷裂尚無直接斷錯全新世地層的剖面證據，也就是說，1500年宜良地震是否破裂了整個宜良盆地西緣斷裂帶，仍需進一步的研究。

5 結論

通過對宜良盆地西緣斷裂進行高分辨率遙感解譯和翔實地質地貌調查，并結合斷錯地貌分析、探槽剖面及地層年代學分析，初步獲得以下結論：

（1）遙感解譯與地質地貌調查結果表明，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條次級斷裂組成;遙感影像上，宜良盆地西緣斷裂線性特征清楚，沿斷裂發育斷層槽谷和水系位錯等活動地貌。

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

（3）結合歷史大震記錄及宜良盆地附近全新世活動斷裂的發育與分布，認為宜良盆地西緣斷裂最新一次事件應該對應于1500年宜良地震。

冉勇康研究員對探槽工作給予了現場指導，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：

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

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

顧功敘.1983.中國地震目錄[M].北京：科學出版社.

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

國家地震局震害防御司.1995.中國歷史強震目錄（公元前23世紀-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的地質地貌證據與滑動速率[J].地震地質，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.川滇地塊云南地區不同發育階段邊界斷裂破裂特征研究[D].北京：中國地震局地質研究所.

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

聞學澤，杜方，龍鋒，等.2011.小江和曲江—石屏兩斷裂系統的構造動力學與強震序列的關聯性[J].中國科學：地球科學，41（5）：713-724.

徐錫偉，聞學澤，鄭榮章，等.2003.川滇地區活動塊體最新構造變動樣式及其動力來源[J].中國科學：地球科學，33（S1）：151-162.

俞維賢，李志祥，侯學英，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.青藏高原現今構造變形特征與GPS速度場[J].地學前緣，9（2）：442-450.

張世民，謝富仁.2001.鮮水河—小江斷裂帶7級以上強震構造區的劃分及其構造地貌特征[J].地震學報，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.

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

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