0.   引言

青藏高原东北缘是高原最新的、正在形成的组成部分，其活动构造变形特征是理解高原最新生长方式和应力-应变分配状态的重要窗口(Burchfiel et al., 1991; Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; 张培震等, 2006; 郑文俊等, 2019; Chen et al., 2022; Tian et al., 2022)。龙首山断裂带位于青藏高原向戈壁-阿拉善块体过渡的最前沿部位，是记录青藏高原北东向扩展最新变形信息的良好载体，对其活动构造特征的刻画有助于理解高原边缘现今的变形方式(张培震等, 2006; Yuan et al., 2013; Zheng et al., 2013a, 2013b; Yu et al., 2017; Zhang et al., 2017; 李佳昱等, 2020; Zhao et al., 2022)。

龙首山断裂带由位于山脊南北两侧的南缘断裂和北缘断裂构成，其中龙首山北缘断裂被认为是1954年山丹M_S 7¼地震的发震断裂(謝毓寿和郭履灿, 1957; 王进宝, 1987; 董治平等, 2002)。1954年山丹地震是1949年以来河西走廊地区发生的首次大震，自20世纪50年代部分学者开始对此次地震的地表破裂和发震构造展开详细的调查(謝毓寿和郭履灿, 1957; 王进宝, 1987; 董治平等, 2002; 郑文俊等, 2013)。但对于此次地震形成的同震地表破裂特征，研究程度整体偏低，且存在较大分歧。謝毓寿和郭履灿(1957)在野外地质调查中发现此次地震在龙首山北侧磨台湖-滴水圈处形成一北西西走向的破裂带，震源深度大约12.5 km。董治平等(2000)认为1954年山丹地震在龙首山北缘形成了两条近于平行的长度分别为16 km和6 km的同震地表破裂带。还有学者认为此次地震沿龙首山北缘断裂两个次级断裂之间的一条转换断层上形成了长约7 km的地表破裂带，并表现为右旋兼正断的局部运动学特征(郑文俊等, 2013)。然而，龙首山北缘断裂右行走滑的运动学性质与区域上相关断裂的滑动特征和应力场方向明显不协调。且对于震级7级以上的强震而言，总长仅仅7 km或16 km的地表破裂长度明显偏小。根据走滑型地震震级M_W与地表破裂长度L的经验关系(Wells and Coppersmith, 1994)，对于一个大概7级的地震而言，其地表破裂长度大致为70 km(由于M_S一般较M_W偏大，实际破裂长度应小于此值)。依据邓起东等(1992)建立的青藏高原走滑型地震震级M_S与地表破裂长度L的统计关系，1954年山丹M_S7¼地震的地表破裂长度也至少为32 km。由此可见，关于1954年山丹M_S7¼地震的已知地表破裂长度与经验关系之间尚存在一定差距。而在20世纪80年代，王进宝(1987)通过卫星影像发现龙首山南麓存在线性特征不明显的地震遗迹。此次地震是否存在沿其他断裂分布的地表破裂，其空间分布和几何样式究竟如何，有待于进一步的研究。

基于此，文中对龙首山南缘断裂地表破裂带特征展开了详细的野外调查，发现龙首山南缘断裂保留了清晰的同震地表破裂遗迹。并通过与区域内历史强震对比，分析龙首山南缘地表破裂与1954年山丹M_S 7¼地震的关系，进一步探讨此次地震的震源机制和破裂过程。此研究将为1954年山丹M_S 7¼地震发震机制的研究提供新的线索和证据。

1.   区域地质概况

自新生代以来，青藏高原东北缘地区北西西走向的逆冲断裂开始活动，在其控制下形成了诸如柴达木盆地、祁连山、河西走廊盆地、龙首山等北西西走向的高大山脉和与山脉平行的山间盆地(图 1)。而位于这套独特的盆-山构造体系最前缘的龙首山构造带，是青藏高原北东向扩展的前锋(Hetzel et al., 2004; 张培震等，2006; Yuan et al., 2013; Zheng et al., 2013b; Yu et al., 2017; Liu et al., 2021; 韩帅等, 2022)。

图  1  龙首山地区及其邻区DEM解译图

F1—东昆仑断裂；F2—柴北缘断裂；F3—阿尔金断裂；F4—北祁连断裂；F5—海原断裂；F6—龙首山南缘断裂；F7—龙首山北缘断裂；F8—阿右旗断裂；F9—合黎山断裂
a—研究区大地构造位置图；b—河西走廊地区历史地震记录及青藏高原东北缘主要断裂分布(据Xu et al., 2010; Wang et al., 2020修改)

Figure  1.  DEM interpretation of the Longshoushan and its adjacent areas

(a) Geotectonic location of the study area; (b) Historical seismic records in the Hexi Corridor and distribution of main faults in the northeastern margin of the Tibet Plateau (Modified from Xu et al., 2010; Wang et al., 2020)
F1-Eastern Kunlun Fault; F2-Northern Qaidam Fault; F3-Altyn Tagh Fault; F4-Northern Qilian Fault; F5-Haiyuan Fault; F6-Southern Longshoushan Fault; F7-Northern Longshoushan Fault; F8-Ayouqi Fault; F9-Helishan Fault

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龙首山造山带形成于加里东造山期，是早古生代中期柴达木微地块和阿拉善微地块碰撞形成的造山带(甘肃省地质矿产局，1989; Yu et al., 2017)，该地区主要发育前寒武纪变质岩、古生代花岗岩和中生代陆相沉积岩(图 2)。龙首山内部及南北两侧发育多条与山体平行的断裂带，位于南、北两侧的两条反向逆冲断层(F6、F7；图 1)被认为是龙首山隆升的主要控制断层(石应骏等, 1995)。在晚白垩纪时期，受燕山运动的影响，龙首山地区至少经历了一次隆升剥蚀(Zhang et al., 2017)。进入新生代以来，受青藏高原形成及扩展产生的北东向挤压应力影响，龙首山地区的北西西走向断裂再次活化造成了龙首山的快速隆升，最终形成了现今的地貌特征(Meyer et al., 1998; Yu, et al., 2017; Zhang et al., 2017)。研究显示，龙首山南缘断裂为一向北倾斜的逆冲断层，兼有走滑性质(石应骏等, 1995)，而龙首山北缘断裂为一向南倾斜的逆冲-走滑断层，两条断层上陡下缓，向下收敛，在约10 km深处合并为一铲式断层(李佳昱等，2020)。

图  2  研究区地质简图(据李佳昱等，2020修改; 北缘破裂带位置和烈度等值线来源于謝毓寿和郭履灿(1957)、董治平等(2000)、郑文俊等(2013))

Figure  2.  Geological map of study area (Modified from Li et al., 2020; Location of the northern Longshoushan surface rupture and seismic intensity sourced from Xie and Guo, 1957; Dong et al., 2000; Zheng et al., 2013)

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区域内的相关断裂，如祁连-海原断裂、合黎山断裂、金塔南山断裂、龙首山断裂等，从大约8 Ma开始受其南侧祁连山持续隆升的影响(Zheng et al., 2017; Pang et al., 2019; Yu et al., 2019; Wang et al., 2020; Liu et al., 2022)，长期遭受地壳缩短和左旋剪切作用，构造变形十分强烈。进入第四纪以来，区域内的相关断裂均为活动性较强的孕震断裂，历史上记载共发生多次M_S 7以上的地震(郑文俊等, 2009; Xu et al., 2010)，如公元180年的高台地震、1609年的红崖子地震、1927年的古浪地震、1932年的昌马地震和文中研究的沿龙首山断裂带发生的1954年山丹地震(图 1)。

2.   龙首山南缘断裂地表破裂带特征

龙首山南缘断裂(F6)现存的地震地表破裂遗迹主要分布于山丹县城东北方向的独峰顶附近，少量可见于山丹县西北侧的桃花山附近(图 2)。其中山丹西北侧、桃花山南缘的地表破裂呈北西—南东走向，长度约5 km，左旋走滑性质。位于独峰顶南侧的地表破裂带总长度约为15 km，呈北西西走向，发育断层坎、反向断层坎、山咀位错、冲沟位错等现象，水平位移最大可达1.9 m，垂直位移最大可达3.8 m。

2.1   地表破裂特征

桃花山地区的地表破裂位于张掖市西北侧约20 km，西起39°8′13.55″N，100°26′9.81″E；东至39°6′56.84″N，100°28′23.35″E(图 3a)。呈北西西走向，与龙首山山脊走向近平行，发育坡中槽、坡中谷和断层坎等地貌标志(图 3b)。在此段地表破裂带的西段，还发育有山咀位错现象(图 3c)，断层经过处造成了山咀的左旋走滑位错，指示断层具有左旋走滑的运动学特征。

图  3  桃花山附近断层地貌特征

a—桃花拉山破裂带卫星图像；b—断层谷地；c—位错的山咀

Figure  3.  Faulted landform surrounding the Taohuashan site

(a) Satellite image showing the topographic features in the Taohuashan fault zone; (b) Fault valley along the southern branch fault of the Longshoushan fault zone; (c) Dislocated ridge

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独峰顶地区的地震遗迹位于山丹县城东北约10 km，由三段基本连续的破裂带组成，依据相对独峰顶的位置，分别称之为独峰顶破裂带西段、中段、东段。

独峰顶破裂带西段西起38°46′58.56″N, 101°12′44.32″E；东至38°46′16.66″N, 101°15′16.75″E。全长约4 km(图 4a)，发育有断层坎、坡中谷、冲沟改道等现象。西段断层坎高度多位于35~75 cm之间(图 4b、4c)，最小垂向位移约10 cm，最小水平位移约30 cm。此外，受走滑断层两盘相对运动的影响，地表发育典型的冲沟摆动和河道改道现象，水流在靠近断层坎时受断层坎阻挡而发生接近平行山体的转向(图 4e—4g)。

图  4  独峰顶西段破裂带照片解译

a—独峰顶西段地表破裂带卫星图像；b—d—具有不同位移大小的断层坎；e—g—冲沟改道

Figure  4.  Surface rupture characteristics at the western section of Dufengding

(a) Satellite image showing the topographic features at the western section of Dufengding; (b-d) Fault scarps with varied vertical displacements; (e-g) River migration due to the relative movement of strike-slip fault

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独峰顶中段破裂带位于独峰顶南侧(图 5a)，全长3 km，全段发育断层坎(图 5b)，西端发育反向断层坎。独峰顶中段破裂带的断层坎垂直高度多为60~180 cm，最高的可达380 cm。在38°46′7.36″N, 101°15′58.44″E位置处发育地震鼓包现象(图 5c)。位于地震鼓包位置处东侧约1.5 km处，发育有100 m长的坡中谷地貌现象，谷内植被状况与山坡明显不同，芦苇十分茂盛(图 5d、5e)，指示此处地下水活动较为频繁，推测为断层活动所致。

图  5  独峰顶中段地表破裂特征

a—独峰顶中段卫星图像；b—断层坎；c—地震鼓包；d、e—断层坎及坡中谷中生长的茂盛的芦苇，指示下部有地下水活动

Figure  5.  Surface raptures at the central section of Dufengding

(a) Satellite image showing the surface raptures at the central setion of Dufengding; (b) Fault scarp; (c) Mole track; (d-e) Fault scarps facing south with reeds around, indicating underground activity

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独峰顶东段破裂带全长约3 km，呈北西西走向(图 6a)，发育有坡中谷、断层坎、反向断层坎以及河道位错等地貌现象(图 6b—6e)。此段破裂带水平左旋位移量约为1.9 m(图 6b)，垂直位移分量最大约为2.75 m。此段破裂带内发育有坡中谷地貌，谷内植被情况与上文提及的独峰顶中段坡中谷地貌内植被情况相同，芦苇茂盛，为地下水活动所致，推测为独峰顶中段地表破裂带的东延部分。

图  6  独峰顶东段地表破裂特征

a—独峰顶东段卫星图像；b—冲沟位错现象，断层左旋走滑位错约1.9 m；c—断层坎；d—反向断层坎；e—断层坎(垂直位错约2.65~2.75 m)

Figure  6.  Surface ruptures at the eastern section of Dufengding

(a) Satellite image showing the locations of outcrops at the eastern section of Dufengding; (b) Left-lateral strike-slip displacement of the river channel with a offset amount of~1.9 m; (c) Fault scarp; (d) Fault scarp facing the ridge; (e) Fault scarp with a vertical displacement of 2.65~2.75 m

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2.2   地质剖面特征

天然河道剖面位置如图 4a所示，位于探槽的西侧约200 m处(38°46′53.97″N, 101°13′11.68″E)，地层主要分为四部分(图 7)：顶部(U1)为一套近水平的含中砾松散堆积物，未固结成岩；断层下盘(U2)为一套黄土沉积层，为河道废弃阶地形成后的细粒沉积物，与上覆地层为整合接触；断层上盘顶部(U3)为一套深灰色河流相中—粗粒砾岩沉积，地层产状近水平；断层上盘底部(U4)为一套浅灰色河流相中—粗粒砾岩沉积。断层倾向北侧，为一逆冲断层(350°∠54°)。

图  7  河道天然剖面照片及素描图(位置见图 4a)

U1—含中砾松散黏土；U2—细粒黄土沉积；U3—深灰色河流相中—粗粒砾岩；U4—浅灰色河流相中—粗粒砾岩

Figure  7.  Photo and sketch of the natural outcrop (see Fig. 4a for the location)

U1-Loose clay with medium pebbly; U2-Fine-grained loess; U3-Dark grey fluvial medium-coarse conglomerate; U4-Light grey fluvial medium-coarse conglomerate

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四套地层的沉积关系由老到新为浅灰色河流相中—粗粒砾岩(U4)、深灰色河流相中—粗粒砾岩(U3)、细粒黄土沉积(U2)、含中砾松散沉积物(U1)。河道剖面揭示了两次断层活动事件，事件一为断层活动导致底层河流相沉积物(U3、U4) 沿断层逆冲到阶地相黄土层(U2)之上，两者为断层接触，在U2地层内进行了光释光样品采样，采样位置如图 7所示，样品2020920-5和2020920-6年龄结果分别为3.96±0.26 ka和6.79±0.41 ka (详见表 1)；事件二为地震活动造成黄土层(U2)所形成楔状体嵌入深灰色河流相沉积物(U3)中。在黄土楔的左侧，依稀可见现存逆冲断层的痕迹，说明事件二可能与事件一同时发生，也有可能是事件一发生后，事件二发生；而上覆地层未受影响，说明此次地震活动发生在上覆地层沉积之前。

表  1  光释光样品年龄结果

Table  1.  Results of the OSL samples

样品编号	U/×10-6	Th/×10-6	K/%	含水率/%	剂量率/(Ga/ka)	等效剂量/Gy	年龄/ka
2020920-1	3.74±0.03	14.05±0.20	3.22±0.08	10±5	5.89±0.32	23.98±0.82	4.07±0.26
2020920-2	5.07±0.06	17.66±0.19	2.25±0.04	10±5	4.65±0.14	89.45±10.91	19.25±2.42
2020920-3	3.72±0.03	15.38±0.14	2.00±0.05	10±5	4.85±0.29	46.10±1.20	9.50±0.62
2020920-4	3.24±0.04	15.37±0.18	2.87±0.07	10±5	5.53±0.30	44.53±1.97	8.05±0.56
2020920-5	3.25±0.03	12.63±0.13	1.99±0.02	10±5	4.47±0.25	17.73±0.55	3.96±0.26
2020920-6	3.43±0.10	12.54±0.45	1.97±0.01	10±5	4.47±0.26	30.33±0.53	6.79±0.41

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探槽剖面位置如图 4a所示，位于东段破裂带的坡中谷东端(38°46′50.69″N, 101°13′21.37″E)，探槽深2 m，长8 m，由上到下可分为五套地层(图 8)：U1为一套土黄色黄土沉积，内部含有极少量的细粒花岗岩或砂岩；U2为少部分U1地层内部的砂体，可能为沉积时期的喷砂，整体颜色较暗，几乎不含花岗岩或砂岩；U3为一套松散细砾岩，颜色与U2相近，但是粒度偏粗，并且含有中粗粒花岗岩，偶见粗粒—巨粒花岗岩；U4为一套含细砾中砾岩，砾石成分以花岗岩为主，约占35%~40%，该地层主体为青灰色，未固结成岩；U5为地震楔，砾石含量较高，约占50%，且分选性和磨圆性均较差；断层F1为一倾向北的高角度逆冲断层(10°∠44°)。

图  8  探槽剖面照片及素描图(位置见图 4a)

U1—浅黄色黄土；U2—浅黄色含黏土砂体；U3—松散细砾岩；U4—松散含细砾中砾岩；U5—地震楔

Figure  8.  Photo and sketch of the trench profile (see Fig. 4a for location)

U1-Pale yellow loess; U2-Pale yellow sandstone with clay; U3-Loose fine conglomerate; U4-Fine pebbly medium conglomerate; U5-Earthquake wedge

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此次探槽剖面共可以识别出三个由断层活动引起的地震事件。事件一为砂土液化现象，在剖面北侧可见U1灌入U3(图 8黑色虚线处)，此现象是地震时U1地层出现液化现象而顺着U3地层的缝隙灌入，采集光释光样品2020920-1，采样位置见图 8，样品年龄为4.07±0.26 ka。事件二为底部U3地层(光释光年龄19.25 ka)沿F1断层逆冲与U4地层断层接触，而其上覆的U1地层未受扰动，于断层F1附近采集光释光样品2020920-2，样品年龄19.25±2.42 ka。事件三为U5地震楔的形成，地震楔嵌入U3地层内部，采集光释光样品2020920-3和2020920-4，样品年龄结果分别为9.50±0.62 ka和8.05±0.56 ka(表 1)。事件一对最晚形成的U1地层造成了扰动，因此事件一发生在U1沉积中期或沉积结束后。事件二则主要对U3地层形成了扰动，而上覆U1则未受影响，因此事件二发生于U3沉积结束后而U1沉积开始前。事件三主要对U4地层形成了扰动，而上覆U1则未受影响，因此事件三发生于U4沉积结束后而U1沉积开始前。

3.   讨论

3.1   龙首山南缘断裂地表破裂归属和破裂特征

龙首山南缘断裂地处龙首山南麓，研究区位置历来人迹罕至，同时该地区自然条件干旱少雨，因此地震地表破裂遗迹得到了较好的保存。通过对剖面(图 7)和探槽内(图 8)地震事件附近的地层进行光释光测年研究，发现全新世以来龙首山南侧断裂有过多次活动，最新的一次活动发生在3.96 ka以来。龙首山南缘地震地表破裂带最新变形的垂向位移多集中于0.5~2 m，最高可达3.8 m，水平位错为0.3~1.9 m。反复核对龙首山及邻区发生的历史地震(謝毓寿和郭履灿, 1957；Xu et al., 2010)，在历史强震记录没有缺失的前提下，1954年山丹M_S 7¼地震可与这一最新的地表破裂相匹配。同时，对于一次7级以上的强震而言，龙首山南缘地表破裂带的发现，很好地补充了龙首山北缘断裂仅仅发育7 km或16 km地表破裂(图 2)的不足，也符合静态库伦应力变化分布的特征(郑文俊等，2013)。因此，研究认为文中所呈现的最新地表破裂遗迹，有可能是1954年山丹M_S 7¼地震的同震地表破裂遗迹。

通过对比发现，研究中的地震地表破裂带西端仅发育有走滑应力场下形成的山咀位错而未见断层坎等垂向位错地质现象，东端破裂现象则主要以断层坎等垂向位错为主。独峰顶破裂带西段的陡坎垂向位错多介于0.5~1 m，中段的垂向位错可达0.5~2 m，独峰顶破裂带东段的垂直位错最高达到了近4 m，垂直位错呈现出由西向东逐渐增大的趋势。各测量点的水平距离不超过20 km，所处气候相同，因此断层坎高度的差别排除了差异风化的影响，应该是由断层活动本身的差异性引起的。通过将断层坎的垂向位错与同位置的地表破裂带海拔高度对比可以发现，由西向东随着断层坎高度的提升，地形海拔高度也逐渐升高，说明该地区的地貌特征主要是由断层控制的。由此可见，龙首山地区的断层活动具有西侧强度低东侧强度高的特点，其运动性质也由西段的左行走滑向东段的逆冲转变，这表明龙首山南缘断裂在西端的倾斜角度较大，而向东延伸断层倾角逐渐变缓(图 9)，进而造成同一次断层活动由西向东走滑运动分量逐渐减小，逆冲运动分量逐渐增大。

图  9  龙首山南缘断裂和北缘断裂深部模式图

Figure  9.  Simplified model showing the deep structures of the northern and southern branch faults of the Longshoushan Fault Zone

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3.2   龙首山南缘地表破裂机制和深部过程

假设新发现的地震遗迹属于1954年山丹M_S 7¼地震，此次地震同时造成了龙首山南缘断裂和北缘断裂的破裂(謝毓寿和郭履灿, 1957; 王进宝, 1987; 董治平等, 2002; 郑文俊等, 2013)，这种一次地震同时造成多条断裂发生破裂的现象也多有报道。如2008年M_S 8.0汶川地震同时破裂了映秀-北川断裂和安县-灌县断裂及二者之间的一条次级断裂(刘静等，2008)，1927年M_S 8.0古浪地震同时破裂了冷龙岭断裂和武威盆地南缘断裂(Guo et al., 2020)，2016年新西兰M_W 7.8地震甚至同时沿12条主要断裂发生了破裂，显示复杂的地表破裂特征(Hamling et al., 2017)。这种复杂的地表破裂样式往往受控于孕震断层的深部结构差异(Guo et al., 2020)。

依据上文河道剖面和探槽内的断层产状分析，龙首山南缘断裂(F6)为一北倾向的倾角约40°的断层。根据地球物理资料显示(石应骏等, 1995)，北缘断裂(F7)为一南倾向的断层，具体产状未知，根据倾向来看，两断层极有可能在深部合并到同一滑脱层，该滑脱层即为青藏高原北东向扩展的前展断层，此滑脱层广泛发育在青藏高原东北缘的黑山-合黎山-龙首山一线(郑文俊等，2013；李佳昱等，2020)。

龙首山南缘断裂和北缘断裂在地震活动中同时破裂也得到了隆升速率的支持。根据李佳昱等(2020)的研究显示，龙首山大约从14 Ma开始隆升，独峰顶破裂带西段、中段、东段的现今平均海拔高度分别为1975 m、2100 m、2200 m，按照最低总剥蚀量100 m (Hetzel et al., 2004)，河西走廊盆地平均海拔1200 m(Zheng et al., 2013b)，13 Ma以来至今酒泉盆地的新生代地层厚度大于2000 m(方小敏等, 2004)计算，各段地表破裂带的垂向隆升速率分别为0.21 mm/a、0.214 mm/a、0.22 mm/a。通过进行(U-Th)/He测年和龙首山岩体样品的现今海拔(李佳昱等，2020)，计算得出龙首山的垂直隆升速率大约为0.4 mm/a。该结果与同样位于河西走廊北缘的合黎山(0.18~0.53 mm/a；Zheng et al., 2013b)、金塔南山(0.11±0.03 mm/a；Zheng et al., 2013a)、桃花拉山(0.1~0.3 mm/a；Yu et al., 2017)的隆升速率基本一致，表明第四纪以来在青藏高原北东向扩展的影响下，河西走廊地区发生了准同期的构造隆升。通过两种方法计算得出的龙首山活动断裂垂向活动速率具有一定差异，主要原因是方法一计算得到的断层活动速率是龙首山南缘活动断裂的隆升速率，而方法二是龙首山山体在南缘断裂和北缘断裂共同作用下的结果(石应骏等, 1995; Meyer et al., 1998; Yu et al., 2017; Zhang et al., 2017)，这也进一步证明了龙首山南北两侧断裂的联动性，这与文中呈现的龙首山南北缘断裂共同破裂的结论相一致。深部地球物理数据显示龙首山南缘断裂与北缘断裂向下交汇于中下地壳，呈铲式延申至下地壳(Guo et al., 2016；李佳昱等，2020)。因此，1954山丹M_S7¼地震震源可能位于两条断裂交汇位置以下，破裂向上传播造成两条断裂的同时破裂(图 9)。

4.   结论与建议

(1) 此次在龙首山南麓新发现的地震地表遗迹，总长大约13 km，走向与龙首山平行，呈北西西方向，出露不连续，大体可分为桃花山段和独峰顶段。其运动学性质主体表现为逆冲断层，仅在西端发育有左旋走滑现象。

(2) 根据龙首山南缘断裂的地震地表破裂特征，结合历史地震目录，推测龙首山南缘断裂的地表破裂可能为1954年山丹M_S 7¼地震所致，但也不排除可能是更古老的古地震活动结果。如果是前者，那么结合已有资料推测，1954年山丹大地震可能同时造成了龙首山北缘断裂和龙首山南缘断裂发生破裂，从而造成地表变形的正花状构造。考虑到目前有限的资料，建议对相关方面做进一步的深入研究，从而可以更好地认识龙首山地区的活动构造特征与孕震构造机制。