焉耆盆地北缘和静逆断裂－褶皱带中晚第四纪变形速率

摘 要 焉耆盆地为南天山内部的一个山间盆地，盆地北缘发育1排第四纪新生褶皱带，即和静逆断裂－褶皱带。中晚第四纪以来，由于和静逆断裂－褶皱带的持续活动使得在褶皱生长过程中形成的多期洪积地貌面发生反向掀斜变形。利用高精度差分GPS，对褶皱带中部哈尔莫敦背斜区内的多期变形地貌面的地形形态进行了测绘，判定背斜的生长主要以翼旋转为主。利用背斜北翼不同地貌面的反向掀斜角度，分别计算了不同期次地貌面的隆升和缩短变形量。结合原地宇宙成因核素深度剖面法和光释光测年法，对背斜区内的F 4，F 3b，F 2洪积台地面和T 1阶地面的形成年龄进行了测定，发现背斜在距今约550ka、 和 不同时段的平均隆升速率从031±024mm/a下降至015±002mm/a，同时背斜北翼的翼旋转速度也呈逐渐减小的趋势。但背斜自起始变形开始，缩短速率却大致保持恒定为约03mm/a。而这一恒定的缩短速率与现今横跨和静逆断裂－褶皱带所观测的GPS速率具有很好的一致性，说明在天山内部的哈尔莫敦背斜区，短尺度的GPS速率可以代表长尺度的地壳应变速率，同时反映出山体内部一系列断层和褶皱构造在吸收和调节整体变形量时也起到一定的作用。

关键词 宇宙成因核素定年 第四纪 活动变形 和静逆断裂－褶皱带 天山

中图分类号：P315.2　

文献标识码：A　

文章编号：0253－4967（2015）03－0675－22

doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2015.03.002

〔收稿日期〕 2014－06－05收稿，2015－01－08改回。

〔基金项目〕 全国地震重点监测防御区活动断层地震危险性评价项目（1521044025）和国家留学基金委青年

骨干人才培养项目（201304190004）共同资助。

通讯作者：杨晓平，研究员，E－mail：yangxiaoping－1＠163com。

0　引言

天山位于中亚腹地，是新生代陆内变形和强震活动最为强烈的地区之一。其两侧被构造稳定的塔里木和准噶尔地块加持，构造变形主要发生在天山山前和天山内部（Abdrakhmatov et al.，1996；Burchfiel et al.，1999；王琪等，2000；张培震等，2013）。在天山南北两侧的山前凹陷区，天山主体沿逆断裂向南北两侧逆冲，形成了由多排活动逆冲褶皱带组成的“薄皮构造”（Avouac et al.，1993；邓起东等，2000；杨晓平等，2012；Li et al.，2013），同时，在天山内部同样发育了多组活动构造，形成一系列高倾角逆冲断裂和多个EW向展布的山间盆地（张培震等，2013）。前人的研究大多集中在天山向南北两侧扩展的前缘部位，而对于造山带内部山间盆地的新生代构造变形方式、变形速率研究相对较少。

随着全球定位系统（Global Positioning System，GPS）在地壳形变测量中的广泛应用，早期的一些研究者（Abdrakhmatov et al.，1996；王琪等，2000；Reigber et al.，2001；张培震等，2003）基于横跨天山的GPS形变速率表现出线性梯度的变化，推断现今天山所遭受的挤压缩短变形是均匀分布的，由一系列EW向展布的逆断层小幅度（1～2mm/a）冲断所吸收。也就是说天山所遭受近SN向的挤压应力，不仅仅被山体两侧的逆冲褶皱带和山盆边界断层所吸收，山体内部逆冲断层和山间盆地在调节挤压变形和应变分配中也起到了一定的作用。此外，Thompson等（2002）还发现横跨75°E天山内部多条活动断裂的晚第四纪累积滑动速率与GPS观测到的地壳缩短速率具有相当好的一致性，也说明山体内部断层在调节应变速率方面起着不可忽视的作用。近年来，随着对西南天山地区GPS站点加密及重复观测的积累，Zubovich等（2010）基于更高密度和更高精度的观测结果，发现天山作为典型的板内造山带，地壳形变具有连续分布式的变形特点，这种连续性表现出天山内部及山间盆地对整个跨天山的地壳形变速率的吸收是十分可观的，如：GPS速度剖面在横穿纳伦盆地、伊塞克湖盆地、昭苏盆地以及伊利盆地等山间盆地时，表现出了陡变且连续的速度梯度带，说明了这些山间盆地内部的一系列断层对应变的调节和吸收。而库车县以东的天山地区，现今GPS测站密度明显变稀，尤其是在天山内部缺乏GPS测站，无法通过GPS速度场的变化鉴定山间盆地内部断层的位置和活动性。那么这些地区天山内部山间盆地具有怎样的新生代构造变形方式？盆地内部活动构造的变形速率又是多少？

为了探寻上述问题，本文对位于南天山内部的焉耆盆地北缘的新生褶皱带（和静逆断裂－褶皱带）进行了研究，通过使用高精度差分GPS对褶皱带内哈尔莫敦背斜的4期地貌面进行测量，获得了褶皱变形参数，并结合宇宙成因核素深度剖面法和光释光得到的地貌面暴露年龄，对背斜区内各变形地貌面的晚第四纪变形速率进行了限定，对相关地貌面的变形特征进行了探讨。

1　焉耆盆地地质构造背景

焉耆盆地位于南天山东侧，是夹持在库鲁格塔格褶皱带和南天山褶皱带之间的山间盆地（Windley et al.，1990；姚亚明等，2003；蔡佳等，2008）（图1a）。根据中、新生界地层分布、构造特征和盆地基底结构，自南向北依次划分为库鲁格塔格山前推覆带、博湖坳陷、焉耆隆起与和静坳陷，总体呈现“两坳一隆”构造格局（邱荣华等，2001；姚亚明等，2003；陈刚等，2010）（图1b）。

新生代以来，盆地北缘的南天山山体开始快速隆升，使得焉耆盆地遭受到南北两侧山体的共同挤压，形成了对冲的构造格局，并且新生代地层的沉积中心逐渐向北迁移到盆地北侧的和静凹陷内。钻井和地震反射资料表明，盆地内新生代地层最大厚度为2 700～3 850m，平均厚度为2 000m（武金龙，2010），这表明新生代以来南天山构造带的持续活动对焉耆盆地的影响逐渐加强。进入第四纪后，盆地南、北缘山体持续向盆地相向逆冲，盆地明显萎缩，盆地内部断裂基本继承了前期压扭性的活动特点。盆地南缘的开都河断裂、七颗星断裂均有明显的右旋走滑运动特征。第四纪沉积中心也沿盆地长轴方向由NW向SE迁移（蔡佳等，2008）。同时，盆地北缘南天山山前断层活动性逐渐降低，断层迹线断续分布，最新的构造变形被1条新生的山前逆断裂，即和静逆断裂吸收。和静逆断裂向南的持续活动使得上新统及第四系褶皱隆起，形成1排新生的山前褶皱带，即和静逆断裂－褶皱带（李安等，2012b）（图2a）。

和静逆断裂－褶皱带位于南天山山前5～10km处，自西向东主要分为4个活动背斜构造，即夏尔木登背斜、哈尔莫敦背斜、阿尔夏特背斜和浩特哈那背斜，其中阿尔夏特背斜和浩特哈那背斜在地貌上仅表现为山前冲洪积扇的穹隆状隆起构造，在中小比例尺的卫星影像和地形图中很难识别（李安等，2012b）（图2a）。自西向东，褶皱带内各个背斜隆起幅度、变形程度依次减弱，表现出和静逆断裂－褶皱带自西向东侧向生长的特点（黄伟亮等，2011）。

2　哈尔莫敦背斜

21 背斜几何结构

研究集中在褶皱带内第四纪地貌面保存最为完好的哈尔莫敦背斜区，哈尔莫敦背斜位于和静县城西北，在地表背斜长约18km，宽约5km，呈EW向展布；发源于天山内部的清水河及其支流黄水河谷将背斜切成3个部分。黄水河谷东岸，在近SN向的剖面上哈尔莫敦背斜表现出北翼缓、南翼陡的不对称特点。上新统葡萄沟组泥岩（N 2）分布于背斜核部以及一些深切的沟谷中；下更新统西域组砾岩（Q 1 p）构成了背斜的主体，地层在背斜北翼倾向N，倾角为6°；在背斜南翼，地层迅速转为向S陡倾，倾角最大可达65°（李安等，2012a）（图2b）。前人将哈尔莫敦背斜解释为断层扩展褶皱（郭召杰等，1998；Burchfiel et al.，1999；Fu et al.，2003）；主逆断层出露于背斜南翼，并在地表形成3组近平行的断层陡坎。李安等（2012a）基于探槽开挖及地貌测量得出，3组断层陡坎的垂向位错由南向北依次为41m、08m和18m（图3b，4）；主断层倾角约为30°，倾向S；这3组断层陡坎向E延伸并汇聚在一起，在高一级的地貌面上形成1条高度约为17m的大陡坎（图3b，4）。此外，哈尔莫敦背斜由于持续的褶皱和隆升作用，在背斜核部还发育了多组褶皱相关断层。在背斜核部，由于挠曲变形而使顶端产生局部拉张的应力环境，表现为一系列的弯矩正断层断错了不同期次的地貌面，形成了多条坡向S或N的弯矩断层陡坎（图3），使得背斜核部呈现出1个小型的地堑构造（图2b）。其次，在背斜南翼与主逆断层密切相关的反冲断层也在地表形成了多条近平行的断层陡坎（图3b），单条坎高度05～4m不等（李安等，2012a）。

22 背斜区地貌面分布

在哈尔莫敦背斜中部，背斜的持续生长使各级地貌面发生了不同程度的反向（向N）掀斜。清水河和黄水沟谷的侵蚀冲刷使遭到变形隆升的地貌面与两侧向斜区隔离，形成了1个三角形的孤岛地貌形态（图3a）。

哈尔莫敦背斜区中部的各级地貌面沉积结构基本类似，表现为7～8m厚的冲洪积砾石层角度不整合覆盖在早更新世西域砾岩之上，部分地貌面上一些呈辫状分布的古河道隐约可见。因此认为这几期地貌面为洪积台地面或是基座阶地（图3a）。根据拔河高度和地貌面特征，哈尔莫敦背斜中部的地貌面从高至低大致可以划分为4期，分别为洪积台地F 4、F 3、F 2和基座阶地T 1（图3b）。F 4洪积台地是本区最高一级地貌面，仅局部分布在背斜核部，最大拔河高度为162m。由于时代较老，表面冲沟发育，表现出后期曾遭受到一定的侵蚀改造。F 2和F 3洪积台地是该区面积最大，保存最为完好的2级地貌面；其中F 3洪积台地可进一步细分为2个次一级的地貌面F 3a和F 3b，其中F 3a比F 3b低55m，且后期遭受到垮塌碎屑物质覆盖，仅部分保存在黄水河谷东侧。F 2和F 3b在背斜核部最大拔河高度分别为77m和111m，其台地面在背斜北翼及核部平整且连续出露，在背斜南翼由于受到多条冲沟溯源侵蚀的影响，使其地貌面呈条带状零碎分布（图3a）。T 1阶地面仅分布于清水河及黄水河谷的两岸及其河道内，阶地面平整，后期改造微弱，背斜核部最大拔河高度约14m。

各地貌面上覆冲洪积堆积物由灰黄色磨圆较好的砾石层组成，砾石与砾石之间充填了岩石碎屑及粗砂颗粒。砾石成分以石英岩和花岗岩为主，也含有一些石灰岩和低级变质岩，砾石的大小差异性很大，粒径从几十cm到几cm不等，呈叠瓦状排列，与现今台地面平行。各台地表面非常平整，由小颗粒的石英砾石和风化破碎的花岗岩碎屑嵌套组成，绝大部分砾石颗粒表面发育1层褐黑色的沙漠漆，形成干旱地区典型的铺石状地貌面。此外，在F 4洪积台地的沉积剖面中，砂砾石中出现了强烈的钙质胶结，表明其形成年代要老于其余的几期地貌面。

在背斜南北两侧未发现有任何地貌面保存，全新世松散的冲洪积砾石覆盖了大部分地区。推测可能是由于背斜的隆升作用，使得背斜两侧处在相对的沉降凹陷区，因此原本在两侧形成的地貌面被后期的沉积物埋藏，而类似的情况也同样发生在天山北麓的一系列褶皱带中（Molnar et al.，1994；吕红华等，2008）。

23 地貌面的变形特征

在对Google Earth公布的高分辨率卫星影像解译的基础上，对该地区进行了详细的地质地貌填图。为限定各级地貌面的变形量，使用Trimble R3差分GPS系统（水平误差≤5cm，垂直误差≤10cm，远小于地貌面的变形量）对各地貌面进行了测量，共获得了5条实测地形剖面线（图5）。剖面方向尽量与背斜轴向垂直，并尽量避免遭受侵蚀和人工改造的区域，最终将数据投影到垂直于背斜轴的剖面方向，并用最小二乘法对各地貌面的高程数据分别进行拟合，获得各个地貌面的地形坡度值（图5）。

假定现代河床为气候驱动所形成并且下切速率与沉积速率已经达到平衡状态，代表了各级地貌面的原始地形坡度。那么与现代河床反向的坡度值就记录了后期褶皱的掀斜变形量。与现代河床向S缓倾075°相比，除最低一级T 1阶地以外，位于背斜北翼的洪积台地均表现出反向掀斜的变形特征，并且台地面拔河高度越高掀斜角度越大。F 2、F 3b和F 4相对于现代河床分别向N掀斜约114°，约156°，约314°。在背斜南翼F 2和F 3b的掀斜角度分别为约33°和约35°。此外，所有地貌面的掀斜方向与下伏基岩的倾向一致，且不同期次地貌面的延长线在背斜两端相交到一点。

3　地貌面的年龄

31 采样方法和样品测试

采用了原地宇宙成因核素（situ terrestrial cosmogenic nuclides，TCN）和光释光（optically stimulated luminescence，OSL）联合测年的方法对各级地貌面的形成年龄进行了限定。其中，宇宙成因核素深度剖面法在确定干旱地区洪积台地和阶地的暴露年龄方面是目前最为有效的方法之一。这种方法通过利用核素浓度衰减曲线对不同层位沉积物中的核素浓度值进行拟合，从而可以有效地剔除继承性核素浓度，得到相对准确的地貌面暴露年龄（Anderson et al.，1996；DeVecchio et al.，2012；Stange et al.，2013）。

分别对哈尔莫敦背斜中部的4级地貌面进行了年代学样品采集，其中对于拔河高度较高的3期洪积台地（F 4、F 3b和F 2）进行了宇宙成因核素深度剖面样品的采集，而对于T 1阶地面分别进行了宇宙成因核素表面砾石混合样品（每个砾石的粒径1～3cm）和光释光（OSL）样品的采集。在各个采样点，为了避免沉积后的埋藏和风化剥蚀作用，尽量选取分布面积较大、表面平整且无山体遮蔽的区域，之后利用挖掘机开挖了深25～3m左右的采样探坑进行深度剖面样品的采集。采样点在各个方向所遭受到山体遮蔽的角度均＜3°，因此山体遮蔽对于核素生成浓度的影响可以忽略不计。

Gosse（2012）指出在采集深度剖面的样品中，每份样品中包含石英颗粒的多少是得到合理年龄拟合结果的关键。尤其是在一些气候干旱，沉积物搬运距离较长的地区（石英中继承性组分含量较高），由成千上万颗小石英颗粒组成的粗砂样品要比由几十个砾石组成的混合样品能更好地确定出继承性组分的浓度，从而得到误差较小的地貌面年龄结果。因此，对于每一个采样剖面，均等间距（约05m）地从下至上采集了4个粗砂样品。此外，鉴于F 4台地面后期遭受过一定程度的侵蚀改造，在其表面还采集了1个砾石混合样品。对于T 1阶地面，由于其保存完好，后期改造微弱，仅在其表面采集了1个砾石混合样品。而为了确定T 1砾石中的继承性浓度组分，也对现代河床进行了砾石混合样品的采集。所有采样位置及样品编号均在图3b和表1中有所标识。

所有样品均采集2kg以上，之后对每个样品进行了粉碎和筛选得到025～05mm的岩石颗粒。按照Brown等（1991）所建议的处理流程，在地震动力学国家重点实验室对样品中的石英进行了挑选、溶解和制靶，在法国国家科学中心（French Centre National de la Recherche Scientifique）的加速质谱仪（AMS）进行了 10Be/ 9Be的比值测量。使用138×10 6a（包含±5%的误差）作为 10Be的半衰期，以及Stone（2000）所计算的476 atoms/gram宇宙射线通量作为海平面的年核素生成速率。利用Hidy等（2010）所提供的Monte Carlo modeling age calculator v.2程序对深度剖面样品的年龄曲线进行拟合，对于每一个剖面年龄均进行了10 5次的拟合运算，以期得到2σ置信区间的年龄拟合结果。此外，利用Balco等（2008）所公布的CROUNUS在线计算程序，计算表面砾石混合样品的年龄，关于年龄计算中参数的使用详见表1脚注。

此外，在背斜核部的T 1阶地沉积剖面11m和2m处的细沙透镜体中还采集了2个光释光年龄样品（OSL）。样品采用简单多片再生法（Lu et al.，2007）在中国地震局地壳应力研究所对等效剂量、环境剂量率等进行测量，详细的实验流程和年龄计算方法参见杨会丽等（2011）。

32 年龄结果

宇宙成因核素的剖面年龄结果显示，仅在拔河高度较高、后期遭受侵蚀改造较为明显的F 4洪积台地没有得到2σ置信区间的年龄结果，但依然表现出核素浓度与深度相互依赖的关系。而F 3b和F 2洪积台地均得到了2σ置信区间的年龄拟合结果，说明后期的侵蚀或埋藏等改造作用在F 3b和F 2台地表面非常微弱。而从野外调查来看，采样区的F 3b和F 2台地面向N缓倾不到1°（图5），且表面平整无明显起伏。因此，认为F 3b和F 2后期遭受到的侵蚀改造是微不足道的。最后，在计算F 3b和F 2洪积台地的暴露年龄时，忽略了后期侵蚀所造成的影响，并采用

注　a年龄误差为1σ置信区

间

浮动岩石密度18～22g/cm －3对年龄进行计算。最终，F 3b和F 2均得到了2σ置信区间的年龄结果（Bayesian分布），分别为 和 （表1；图6a，b）。

对于最高一级洪积台地面F 4，由于最上部2个样品的核素浓度要低于理论浓度值（图6c），因此没有得到2σ置信区间的深度－浓度曲线拟合结果，这种现象可以被解释为F 4洪积台地在形成以后遭受到了后期的侵蚀改造，并且埋深60cm以上的沉积物质可能发生了上下混合和再沉积作用。其次，由于后期侵蚀改造的存在，使得野外观察所估计的年龄结果与实际 10Be浓度剖面所揭示的年龄结果不一致。而F 4洪积台地为研究区内最高一级地貌面，且沉积剖面中表现出了强烈的钙质胶结，这些都表明F 4洪积台地应该具有老于F 3b和F 2的暴露年龄。实际上，利用F 3b洪积台地面得到的年龄结合其拔河高度，可以估计出河流的平均下切速率约为26cm/ka，那么结合F 4台地面的拔河高度162m，可以推断出F 4台地面年龄＞500ka。然而，如果利用F 4剖面中的所有样品进行曲线拟合，得到的年龄结果约300ka，要比推测的500ka的年龄年轻40%。而即便是舍弃F 4剖面最上部的2个样品，利用下方3个样品进行年龄拟合，得到的结果约为350～400ka，依然要比推测的年龄年轻，且与观察到的地质现象不符。

为了得到F 4台地面的合理暴露年龄，在拟合过程中加入了60±20cm的净侵蚀量，并假设为恒定侵蚀速率所导致。而实际上，F 4洪积台地仅仅残存在背斜核部（图3a）。其表面也不像F 3b和F 2台地面那样平整，表面清晰可见有连续的起伏的沟壑（bar and swale），起伏高度在30～80cm不等。而我们认为正是由于后期的侵蚀作用造成了现今F 4台地不甚平坦的表面。如果假设台地面形成时是平的，则高低起伏可以反映出侵蚀量的大小，考虑到野外测量地貌面高低起伏量时会有较大的误差，选取起伏的平均值60±20cm作为侵蚀量，对F 4台地面年龄进行拟合运算。此外，根据对干旱地区地貌面（如澳大利亚北部戈壁区、智利北部地区，美国内华达盐湖区等）侵蚀速率的研究表明，这些地区的基岩或洪积扇的表面侵蚀速率在1～2m/Ma （Bierman et al.，2002；Cortés et al.，2012）。如果选取较低的1m/Ma作为F 4台地面后期遭受的侵蚀速率，结合F 4台地面应当老于500ka的年龄结果，可以得到F 4台地面后期遭受的净侵蚀量至少为50cm。因此，推测所得F 4台地面后期所遭受60±20cm的侵蚀量是比较合理的。采用了侵蚀校正后的拟合程序对F 4洪积台地的年龄进行了计算。由于F 4洪积台地剖面上表现出很强的钙质胶结和压实作用，因此选取了略大的浮动岩石密度值（20～24g/cm 3）参与计算，尽管最终没有得到2σ置信区间的年龄结果，但是通过Bayesian概率分布曲线的检验，得到F 4洪积台地面的峰值年龄为547ka（most probable age）（图6c），而Bayesian检验所给出的误差区间要远大于真正意义上的误差范围，但是其给出的峰值年龄仍然是最大可能的年龄结果（Hidy et al.，2010）。因此认为F 4洪积台地面的暴露年龄应为约550ka。

对于最低一级阶地面T 1利用采集自现代河床的样品（表1中的RIVER样品）作为T 1阶地面的继承性核素浓度组分（（224±074）×10 5atoms/g），采用经海拔校正后得到的1117atoms/g年射线通量（Stone，2000），计算得到年龄结果为（666±68）ka。然而，采自背斜核部T 1阶地面下方砂质透镜体中的2个光释光样品08－OSL－193和08－OSL－179的年龄结果分别为（5769±126）ka和（5858±446）ka（图6d，表2）。运用不同测年手段得到的年龄略有不同，但在2σ置信区间内， 10Be和OSL的年龄可以看作是一致的。

上述得到的T 1阶地面宇宙成因核素的年龄有可能老于阶地面真实的暴露年龄，这可能是由于现代物源区的侵蚀速率不同于当时T 1阶地表面砾石搬运时的所遭受的侵蚀速率（Cockburn et al.，2000；Bierman et al.，2007；Codilean et al.，2008），从而导致现代河床砾石中的核素浓度可能小于T 1阶地面上所采砾石的实际继承浓度。然而，T 1阶地应和其他高一级的台地有大致相同的继承性浓度，3个高一级台地面的继承性核素浓度大致相等（269×10 －5atoms/g，350×10 －5atoms/g和201×10 5atoms/g分别对应F 2、F 3b和F 4）。而T 1阶地面所采样品为小砾石，Codilean等（2008）研究发现，由于小砾石在物源区多来自于大块的岩体，抗侵蚀能力强于由石英小颗粒组成的粗砂样品，因此砾石中的继承性核素浓度值应高于粗砂样品。故而，选取了最大的继承性浓度值（350×10 5atoms/g对应于F 3b）校正T 1阶地年龄。在扣除继承性浓度后，T 1阶地的年龄为（565±51）ka（表1）。这个年龄与2个光释光所得年龄（（5769±126）ka和（5858±446）ka）有很好的一致性，因此认为T 1阶地面的暴露（约60ka BP）紧随着地貌面沉积物的沉积。

年龄结果表明，哈尔莫敦背斜中部的3期洪积台地F 4、F 3b、F 2和阶地面T 1的暴露年龄分别为约550ka、约428ka、约354ka和约60ka。从年龄结果可以看出洪积台地面的暴露年龄有约100ka的时间间隔。这种一致的时间间隔表明哈尔莫敦背斜区的地貌面沉积与暴露可能具有准周期的特点。而这种准周期的时间间隔很难用哈尔莫敦背斜周期性的活动来解释，也就是说这几期地貌面不是构造成因。因此推断很可能是由于冷暖交替的气候变化塑造了这几期地貌面。众多的研究（如深海氧同位素的变化，黄土与古土壤序列等）都表明自600ka BP以来，

气候的冷暖交替具有100ka的准周期（Imbrie et al.，1984；吴锡浩等，1996）。同时，一些研究者也发现在天山北麓（Molnar et al.，1994；Lu et al.，2010）及青藏高原东北缘（Pan et al.，2003）一些河流阶地的形成与废弃也同样具有100ka的周期间隔。而将哈尔莫敦背斜几级地貌面的年龄结果与深海氧同位素δ 18O所记录的全球气候变化曲线（Lisiecki et al.，2005）做对比，发现3期洪积台地面和1期阶地面的形成时间皆对应于冷－暖交替的转换时期（冰期向间冰期过渡

阶段），F 4、F 3b、F 2和T 1分别对应深海氧同位素阶段14—13、12—11、10—9和4—3的过渡阶段（图7），反映出了哈尔莫敦背斜区地貌面形成于气候变化的对应关系。

同样，在天山北麓的几期洪积扇面也反映出与气候变化的一一对应关系。Lu等（2010）运用电子磁旋共振（ESR）和光释光（OSL）的方法测试天山北麓几期洪积扇面的年龄，其中有2期洪积扇的年龄为约530ka和约330ka，并且归结于这2期洪积扇的形成与冰期向间冰期的气候转变有关，分别对应MIS 14—13和MIS 10—9。而这一结果与在天山南麓所测地貌面年龄结果有很好的吻合性，这说明了天山两侧地貌面的沉积与暴露具有同时性，进一步可以反映出，天山内部冰川的进退与气候变化相对应，并且反映在天山两侧山前地貌面的形成与废弃上。

4　讨论

41 哈尔莫敦背斜变形机制

褶皱的缩短和隆升通常是通过翼旋转和膝折带迁移两种端元机制进行的。其中膝折带迁移是指在褶皱生长的过程中，地层通过活动轴面时发生弯折而使翼部逐渐加长，但是翼间角保持恒定（Suppe，1983；卢华复等，2002；陈杰等，2005；Scharer et al.，2006；李涛等，2013）。翼旋转机制是指在褶皱生长过程中，由于层间滑动的调节使翼长保持不变，褶皱翼和枢纽发生旋转而使褶皱高度逐渐增大，宽度逐渐变窄；而随着褶皱翼的旋转，背斜区内的阶地也随之发生旋转，同一等斜岩区内的不同阶地面呈不平行产出（Keller et al.，1998；Chen et al.，2007；Li et al.，2013）。

哈尔莫敦背斜区掀斜的洪积台地表现出了几个基本特征（图5）：1）背斜南北两翼的洪积台地面的掀斜方向与下伏基岩倾向一致；2）洪积台地的地形剖面在背斜南北两端点汇聚；3）随着拔河高度的增加，不同期次的洪积台地的掀斜角度逐渐增大，同一期洪积台地的最高拔河高度位于背斜核部。这些特征表明自最老一级洪积台地形成以后（自550ka BP以来），哈尔莫敦背斜应该以翼旋转为主要生长模式。

42 哈尔莫敦背斜隆升速率

褶皱的生长过程通常比较复杂，在利用变形的河流阶地计算变形速率中通常需要明确褶皱的变形机制，之后选取合适的褶皱模型对褶皱的变形速率进行计算。Rockwell等（1988）利用正弦曲线形态拟合美国南加利福尼亚州横向山脉（Transverse Ranges）西部Ventura Avenue背斜区弯曲变形的河流阶地，利用椭圆积分函数对褶皱隆升、缩短以及翼旋转的速率进行了计算（图8）。在此，借用这种方法对哈尔莫敦背斜的隆升速率进行计算。假定哈尔莫敦背斜区的洪积台地面在形成后所记录的掀斜角度与下伏地层所发生的旋转角度一致，因此可以利用不同洪积台地面所记录的掀斜角度和恒定的翼长值对哈尔莫敦背斜不同时期的隆升速率进行计算。

以哈尔莫敦背斜北翼为例，可以通过式（1）及图8所示，得到哈尔莫敦背斜北翼翼长L为3 008±200m。式（1）中，θ角为下伏地层的倾角，北翼地层倾角较缓为5°～6°，选取6°代表北翼下伏西域砾岩（Q 1 p）的倾角；D为水平向从北翼端点到背斜核部的距离（D＝（D 1＋D 2）/2，从图5可量出背斜最北端出露的洪积台地边缘到核部的距离为3 000±200m）；E（θ）为第2类椭圆积分值。

对于哈尔莫敦背斜，最低一级的T 1阶地褶皱变形非常微弱（图5），因此没有计算其褶皱变形量。背斜北翼F 4、F 3b和F 2洪积台地面相对于河床的掀斜角度分别为314°±006°、156°±003°和114°±003°，因此，可以利用现今地层倾角6°推断出F 4、F 3b和F 2起始变形时下伏地层的倾角应分别为286°±006°、444°±003°和486°±003°。

利用式（2）（式中的L，θ，E（θ）依然为背斜北翼的翼长、下伏地层的倾角和第2类椭圆积分值），可以计算出F 4、F 3b和F 2自形成以来的隆升量（U）分别为1051±87m、669±46m和529±36m（表3）。如果结合相邻台地面的间隔隆升量和台地面之间的时间差，可以得到哈尔莫敦背斜核部（550～428）ka（F 4—F 3b）；（428～354）ka（F 3b—F 2）和354ka至今（F 2河床）的隆升速率分别为031±024mm/a、020±033mm/a和015±002mm/a（图9a，表3）。同样，也可以得到相应的翼旋转速度，即洪积台地面的掀斜角速度，分别为023±011urad/a（（550～428）ka）、

注 ①表示相邻2个洪积台地面之间的年龄差；②背斜北翼旋转速度，单位：urad/a；③计算缩短量时使用滑脱面深度为2.5±0.5km；④F 2台地面的缩短为褶皱缩短和断层缩短的总和。

009±013urad/a（428～354ka）和006±001urad/a（354ka至今）（表3）。不难看出，哈尔莫敦背斜自550ka BP以来，隆升速率和翼旋转角速度呈逐渐减小的趋势。

而造成背斜隆升速率逐渐减小的原因可能是由于背斜缩短速率逐渐减小，但是缩短速率如果保持恒定，也可以造成隆升速率和翼旋转速度的逐渐减小。Rockwell等（1988）通过对Ventura Avenue背斜缩短速率的研究认为，滑脱褶皱若以恒定的缩短速率变形，背斜核部的隆升速率将表现出逐渐减小的特点。Hardy等（1994）通过几何模型和数值模拟也得出了相应结果。那么，哈尔莫敦背斜的缩短速率距今550ka以来是否保持恒定？

根据翼旋转模型，假定翼长（L）不变，那么由阶地面掀斜所造成的地壳缩短（S）（图8）可由式（3）计算得出：式（3）中的各参数与式（1）中相

通过式（3）计算得到缩短量并结合各个地貌面的年龄结果，可得到在哈尔莫敦背斜北翼6°等斜岩区自550ka BP以来的缩短速率大致保持恒定（图9b），因此，哈尔莫敦背斜北翼逐渐减小的隆升速率（图9a）和翼旋转角速度表明，自550ka BP以来，背斜北翼的变形应是在恒定缩短速率作用下以翼旋转为主要变形机制。此外，如果假定哈尔莫敦背斜北翼自起始变形开始就保持恒定的缩短速率，那么可以推测出哈尔莫敦背斜的起始变形时间约为800ka BP（图9b）。李安等（2012b）观察到哈尔莫敦背斜区西域砾岩与上覆中更新世地层存在角度不整合，从而推断出背斜的起始变形时间应接近中更新世地层（Q 2 p）沉积开始的时间（约780ka BP）。这与推测年代有很好的一致性，说明哈尔莫敦背斜的起始变形时间很有可能在早更新世末期。

43 哈尔莫敦背斜SN向地壳缩短速率

从哈尔莫敦背斜的几何形态中可以看出，背斜北翼的缩短吸收量相比于整个背斜是非常微弱的，背斜缩短的主要吸收区应该发生在背斜的南翼，但是由于背斜南翼跨过了多个等斜岩区，且各等斜岩区地层产状变化很大，因此无法通过Rockwell等（1988）的正弦曲线模型得到背斜南翼的缩短吸收量。在此利用Epard等（1993）提出的面积守恒地壳缩短模型对哈尔莫敦背斜的缩短量进行计算。

前人对和静逆断裂－褶皱带的研究表明，哈尔莫敦背斜可能为一断展褶皱（郭召杰等，1998；Fu et al.，2003），而对于该断展褶皱的滑脱面深度却没有具体的数据报道。焉耆盆地早期的石油勘探开发剖面揭示了南天山山前的和静凹陷区普遍缺失中生代地层，表现为新生代地层直接覆盖在元古代结晶基底之上（图1b），鉴于和静逆断裂为一条新生断裂，且断裂上盘的哈尔莫敦背斜表现出北翼缓南翼陡的不对称构造，因此推测背斜下方的滑脱断层可能发育在较浅部的新生代地层中。根据盆地中部的石油钻井资料，盆地新生界古近系底部为一套膏质泥岩层（武金龙，2010），与下伏地层呈不整合接触，而膏质泥岩本身具有较低的摩擦系数，比较容易发生顺层滑动（卢华复等，2002；Scharer et al.，2004；程晓敢等，2008；李本亮等，2011）。因此，推测哈尔莫敦背斜的滑脱面可能发育在新生界底部的古近纪地层中，根据姚亚明等（2003）、蔡佳等（2008）和武金龙（2010）的研究，南天山山前新生代地层最大厚度不超过3km，和静凹陷区新生代地层厚度普遍在2～3km。因此，推断哈尔莫敦背斜底部的古近系滑脱层深度为（25±05）km。以背斜两侧未变形的地貌面为限，根据各级地貌面与河床所围限面积（A），并结合底部滑脱层的深度（h）可以根据式（4）分别计算出哈尔莫敦背斜不同地貌面的缩短吸收量（S）：依据面积守恒地壳缩短模型（图10），得到F 4、F 3b和F 2洪积台地自形成以来所吸收的缩短量分别为154±31m、117±24m和83±15m。结合各台地面的年龄结果，可以得到550ka BP以来哈尔莫敦背斜不同时间段的平均缩短速率，分别为028±006 mm/a、027±006mm/a和023±005mm/a。因此，F 4和F 3b洪积台地形成后，通过褶皱变形所吸收的缩短速率基本相同，约为03mm/a，而自F 2台地形成后，褶皱变形所吸收的缩短速率略有下降，这可能由于部分缩短速率被背斜前缘的和静逆断裂所调节。根据李安等（2012a）研究，和静逆断裂在哈尔莫敦背斜南翼F 2台地下方形成了1条约17m高的断层陡坎（陡坎剖面位置和高度见图3b和图4），结合和静逆断层N倾30°的倾角（李安等，2012a），可以得到断层的总缩短吸收量约为29m。假设该陡坎为F 2台地面形成之后、背斜南翼的和静逆断层活动所造成，那么和静逆断裂所吸收的SN向最小缩短速率约为008mm/a，结合F 2台地形成以来的褶皱吸收的缩短速率，那么自F 2台地形成以来背斜SN向的缩短速率也约为03mm/a，与之前的F 4和F 3b洪积台地废弃后背斜的缩短速率有很好的一致性（图10）。此外，李安等（2012b）利用平衡剖面的方法，以西域砾岩顶面为标志，对哈尔莫敦背斜的总缩短量进行了恢复，得出背斜自形成以来褶皱缩短量约为220m，结合我们所推断的约800ka BP的背斜起始变形时间，那么哈尔莫敦背斜长时间尺度的平均缩短速率为028mm/a。这说明哈尔莫敦背斜自形成以来，SN向的地壳缩短速率基本保持恒定，约为03mm/a（图10）。

此外，哈尔莫敦背斜南翼T 1阶地面上的3组近平行的断层陡坎表现出了最新的构造变形，李安等（2012a）基于探槽开挖及地貌测量得出，陡坎下方的和静逆断裂产状为S∠30°，陡坎高度由南向北依次为4m、08m 和18m（图4），那么根据T 1阶地面约60ka的暴露年龄，可以得出和静逆断裂自T 1形成以后的最小滑动速率约为02mm/a，该速率小于背斜长期恒定的约03mm/a的缩短速率，这表明T 1阶地形成以后，还有部分缩短量通过褶皱变形的方式被消耗，图5中T 1阶地面在背斜核部表现出了轻微的褶皱隆起很好地说明了褶皱变形的存在。

44 与邻区构造变形速率及现今GPS缩短速率的对比

和静逆断裂的缩短速率与天山内部其他山间盆地内部断层的变形速率大致相同。西北天山内部伊犁盆地北缘的Usek逆冲断层第四纪以来的水平缩短速率为025mm/a（Cording et al.，2014）。Selander等（2012）研究发现天山西段伊塞克湖盆地北缘一系列N倾的逆冲断层滑动速率为007～1mm/a。而这些研究都说明天山内部大多数山间盆地的边界断层的活动速率比较低，大多＜1mm/a。

现今GPS速度场表明，沿和静县（图1中的I028台站）向N穿过哈尔莫敦背斜、南天山山前断层和包尔图断裂，抵达巴伦台（图1中的BLAN台站），该地区的地壳缩短率为03mm/a，左旋滑动速率为02mm/a（李杰等，2010）。而哈尔莫敦背斜以北的南天山山前断层现今活动性不明显，主要的缩短变形由山前的哈尔莫敦背斜所吸收，山体内部的包尔图－黑尖山断裂为一条高角度（倾角50°～80°）左行逆走滑断裂（罗福忠等，1996），其对SN向的地壳缩短速率吸收有限，因此和静站（图1中的I028台站）与巴伦台站（图1中的BLAN台站）之间的速度差值可以被看作是哈尔莫敦背斜现今的地壳缩短速率，该速率值与长尺度的地质速率有非常好的一致性。

5　结论

焉耆盆地为南天山造山带之间的一个山间盆地，盆地北缘的和静逆断裂－褶皱带为天山主体向盆地内部挤压逆冲在盆地沉积盖层中形成的新生代褶皱带，第四纪以来和静褶皱带活动性明显。位于褶皱带中部的哈尔莫敦背斜完好地保留了多期第四纪地貌面，横切背斜的黄水河谷和清水河在背斜中部形成3级洪积台地和1级河流阶地面，这几期地貌面的沉积和废弃与第四纪时期的气候波动密切相关，地貌面的暴露时间皆对应于气候冷暖交替的转换时期（冰期向间冰期过渡阶段）。而后伴随着背斜的生长，背斜中部的3级洪积台地面发生了显著变形，并在背斜南翼和核部出露多条主逆断层陡坎、反冲断层陡坎及弯矩断层陡坎。通过对不同期次洪积台地面的褶皱形态及下伏地层倾角的研究，判定自中晚第四纪以来，哈尔莫敦背斜的缩短和隆升主要通过翼旋转机制进行。

根据不同地貌面的变形量并结合各地貌面的暴露年代，对背斜不同时间段的隆升速率和缩短速率进行了计算。结果表明自550ka BP以来，哈尔莫敦背斜的隆升速率和翼旋转速度随时间呈逐渐减小的趋势，但背斜的总缩短速率（约03mm/a）却大致保持恒定，且恒定的缩短速率与现今GPS所观测到该地区的地壳缩短速率有非常好的一致性。同时反映了天山山体内部的一系列断层和褶皱构造在吸收和调节天山整体变形时也起到一定的作用。

致谢 Steven教授对该文章提出了许多建设性的修改意见；审稿专家对本文提出的意见帮助完善了文章内容；Alan和李涛对本论文原始数据进行了有益的讨论；郑荣章、赵俊香和于慎鄂帮助处理了宇宙成因核素和光释光年龄样品，在此一并表示感谢。

参考文献

蔡佳，王华，赵忠新，等.2008.焉耆盆地博湖坳陷形成过程及动力学机制［J］.地球科学：中国地质大学学报，33：555—563.

CAI Jia，WANG Hua，ZHAO Zhongxin，et al.2008.Formation process of Bohu depression of Yanqi Basin and its dynamic mechanism［J］.Earth ScienceJournal of China University of Geosciences，33（4）：555—563（in Chinese）.

陈刚，吴仕虎，李小刚，等.2010.焉耆盆地原型盆地性质及构造演化特征研究［J］.地质学刊，34：372—376.

CHEN Gang，WU Shihu，LI Xiaogang，et al.2010.Study on properties and tectonic evolution characteristics of Yanqi Basin［J］.Journal of Geology，34：372—376（in Chinese）.

陈杰，Scharer K M，Burbank D W，等.2005.利用河流阶地限定活动褶皱的类型和生长机制：运动学模型［J］.地震地质，26（4）：513—529.

CHEN Jie，Scharer K M，Burbank D W，et al.2005.Kinematic model of fluvial terraces over active faultrelated folds：Constraints on the growth mechanism and kinematics［J］.Seismology and Geology，26（4）：513—529（in Chinese）.

程晓敢，廖林，陈汉林，等.2008.塔里木盆地东南缘新生代构造变形特征研究［J］.岩石学报，24：645—654.

CHENG Xiaogan，LIAO Lin，CHEN Hanlin，et al.2008.Research of Cenozoic structural deformation in southeastern Tarim Basin，northwest China［J］.Acta Petrologica Sinica，24（4）：645—654（in Chinese）.

邓起东，张培震，冉勇康，等.2000.天山活动构造［M］.北京：地震出版社.

DENG Qidong，ZHANG Peizhen，RAN Yongkang，et al.2000.Active Tectonics of the Chinese Tianshan Mountains［M］.Seismological Press，Beijing（in Chinese）.

郭召杰，张志诚，钱祥麟，等.1998.新疆焉耆盆地构造特征及其石油地质意义［J］.石油实验地质，20：205—209.

GUO Zhaojie，ZHANG Zhicheng，QIAN Xianglin，et al.1998.The structural styles and their role in hydrocarbon accumulation of the Yanqi Basin，NW China［J］.Experimantal Petroleum Geology，20：205—209（in Chinese）.

黄伟亮，杨晓平，李安，等.2011.和静逆断裂－褶皱带第四纪构造地貌与侧向扩展［J］.地震地质，33（4）：765—776.doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2011.04.003.

HUANG Weiliang，YANG Xiaoping，LI An，et al.2011.Morphotectonic evidence from lateral propagation of Hejing reverse faultfold zone during the late Quaternary［J］.Seismology and Geology，33（4）：765—776（in Chinese）.

李安，杨晓平，黄伟亮.2012a.焉耆盆地北缘哈尔莫敦背斜区的活动断裂及其形成机制［J］.地震地质，33 （4）：789—803.doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2011.04.005.

LI An，YANG Xiaoping，HUANG Weiliang.2012a.Active faults of the Haermodun anticline and their formation mechanism in the north margin of the Yanqi Basin［J］.Seismology and Geology，33（4）：789—803（in Chinese）.

李安，杨晓平，黄伟亮.2012b.焉耆盆地北缘和静逆断裂－褶皱带第四纪变形［J］.地震地质，34（2）：240—253.doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2012.02.004.

LI An，YANG Xiaoping，HUANG Weiliang.2012b.Quaternary deformation of the Hejing thrustfold belt on northern margin of the Yanqi Basin，Southern Tianshan［J］.Seismology and Geology，34（2）：240—253（in Chinese）.

李本亮，陈竹新，雷永良，等.2011.天山南缘与北缘前陆冲断带构造地质特征对比及油气勘探建议［J］.石油学报，32：395—403.

LI Benliang，CHEN Zhuxin，LEI Yongliang，et al.2011.Structural geology correlation of foreland thrustfold belts between the southern and northern edges of the Tianshan Mountains and some suggestions for hydrocarbon exploration［J］.Acta Petrolei Sinica，32：395—403（in Chinese）.

李杰，王晓强，谭凯，等.2010.北天山现今活动构造的运动特征［J］.大地测量与地球动力学，30：1—5.

LI Jie，WANG Xiaoqiang，TAN Kai，et al.2010.Analysis of movement characters of presentday active tectonics of northern Tianshan region［J］.Journal of Geodesy and Geodynamics，30：1—5（in Chinese）.

李涛，陈杰，肖伟鹏.2013.帕米尔－天山对冲带明尧勒背斜西南倾伏端晚第四纪褶皱变形［J］.地震地质，35 （2）：234—246.doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2013.02.004.

LI Tao，CHEN Jie，XIAO Weipeng.2013.LateQuaternary folding of the Mingyaole anticline southwestern tip，PamirTianshan covergent zone［J］.Seismology and Geology，35（2）：234—246（in Chinese）.

卢华复，王胜利，印栋豪，等.2002.天山中段南麓的第四纪褶皱作用［J］.科学通报，47：1675—1679.

LU Huafu，WANG Shengli，JIA Dong，et al.2002.Quaternary folding in the south piedmont of central segment of Tianshan Mountains［J］.Chinese Science Bulletin，47：1675—1679（in Chinese）.

罗福忠，李锰，白超英.1996.1995年3月19日新疆和硕50级地震烈度及震害评估［J］.内陆地震，10：257—262.

LUO Fuzhong，LI Meng，BAI Chaoying.1996.The intensity and the damage assessment of Heshuo M S50 earthquake in Xinjiang［J］.Inland Earthquake，10：257—262（in Chinese）.

吕红华，李有利，南峰，等.2008.天山北麓河流阶地序列及形成年代［J］.地理学报，63：65—74.

LHonghua，LI Youli，NAN Feng，et al.2008.Sequences and ages of fluvial terraces along the northern piedmont of the Tianshan Mountains［J］.Acta Geographica Sinica，63：65—74（in Chinese）.

邱荣华，陈文礼，林社卿，等.2001.焉耆盆地中生界层序地层和沉积体系分析［J］.地球科学：中国地质大学学报，26（6）：615—620.

QIU Ronghua，CHEN Wenli，LIN Sheqing，et al.2001.Mesozoic sequence stratigraphy and depositional susterms in Yanqi Basin［J］.Earth ScienceJournal of China University of Geosciences，26（6）：615—620（in Chinese）.

王琪，丁国瑜，乔学军，等.2000.天山现今地壳快速缩短与南北地块的相对运动［J］.科学通报，45：1543—1547.

WANG Qi，DING Guoyu，QIAO Xuejun，et al.2000.Recent rapid shortening of crust across the Tianshan Mts and relative motion of tectonic blocks in the north and south［J］.Chinese Science Bulletin，45：1543—1547（in Chinese）.

吴锡浩，安芷生.1996.黄土高原黄土－古土壤序列与青藏高原隆升［J］.中国科学（D辑），26：103—110.

WU Xihao，AN Zhisheng.1996.The loesspaleosoil series in Chinese Loess Plateau and the uplift of QinghaiXizang Plateau［J］.Science in China（Ser D），26：103—110（in Chinese）.

武金龙.2010.焉耆盆地博湖坳陷八道湾组沉积特征研究［D］：学位论文.成都：成都理工大学.12—20.

WU Jinglong.2010.A study on the sedimentary characteristic of the Badaowan formation in Bohu depression of Yanqi Basin［D］.Dissertation.Chengdu University of Technology，Chengdu.12—20（in Chinese）.

杨会丽，陈杰，冉勇康，等.2011.汶川80级地震小鱼洞地表破裂带古地震事件的光释光测年［J］.地震地质，33：402—412.doi：10.3969/j.issn.0253－4967.2011.02.014.

YANG Huili，CHEN Jie，RAN Yongkang，et al.2011.Optical dating of fine quartz from the 12 May 2008，M S80 Wenchuan earthquake related sediments［J］.Seismology and Geology，33：402—412（in Chinese）.

杨少敏，李杰，王琪.2008.GPS研究天山现今变形与断层活动［J］.中国科学（D辑），38：872—880.

YANG Shaomin，LI Jie，WANG Qi.2008.The deformation pattern and fault rate in the Tianshan Mountains inferred from GPS obervations［J］.Science in China（Ser D），38：872—880（in Chinese）.

杨晓平，李安，黄伟亮.2012.天山北麓活动褶皱带晚第四纪时期隆升的差异性.［J］.中国科学（D辑），42：1877—1888.

YANG Xiaoping，LI An，HUANG Weiliang.2012.Differential uplift of active fold zones during the late Quaternary，northern piedmonts of the Tianshan Mountains，China［J］.Science in China（Ser D），42：1877—1888（in Chinese）.

姚亚明，刘池阳，赵增录，等.2003.焉耆盆地构造演化与油气聚集［J］.新疆石油地质，24：115—117.

YAO Yaming，LIU Chiyang，ZHAO Zenglu，et al.2003.Structural evolution and hydrocarbon accumulation in Yanqi Basin［J］.Xinjiang Petroleum Geology，24：115—117（in Chinese）.

张培震，邓起东，张竹琪，等.2013.中国大陆的活动断裂，地震灾害及其动力过程［J］.中国科学（D辑），43：1607—1620.

ZHANG Peizhen，DENG Qidong，ZHANG Zhuqi，et al.2013.Active faults，earthquake hazards and associated geodynamic processes in continental China［J］.Science in China（Ser D），43：1607—1620（in Chinese）.

张培震，王敏，甘卫军，等.2003.GPS观测的活动断裂滑动速率及其对现今大陆动力作用的制约［J］.地学前缘，10（特刊）.

ZHANG Peizhen，WANG Min，GAN Weijun，et al.2003.Slip rates along major active faults from GPS measurments and constraints on contemporary continental tectonics［J］.Earth Science Frontiers，10（Special）（in Chinese）.

Abdrakhmatov K Y，Aldazhanov S A，Hager B H，et al.1996.Relatively recent construction of the Tien Shan inferred from GPS measurements of presentday crustal deformation rates［J］.Nature，384：450—453.

Anderson R S，Repka J L，Dick G S.1996.Explicit treatment of inheritance in dating depositional surfaces using in situ 10Be and 26Al［J］.Geology，24：47—51.

Avouac J P，Tapponnier P，Bai M，et al.1993.Active thrusting and folding along the northern Tien Shan and late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Kazakhstan［J］.J Geophys Res，98：6755—6804.

Balco G，Stone J O，Lifton N A，et al.2008.A complete and easily accessible means of calculating surface exposure ages or erosion rates from 10Be and 26Al measurements［J］.Quat Geochronol，3：174—195.

Bierman P R，Caffee M.2002.Cosmogenic exposure and erosion history of Australian bedrock landforms［J］.Geol Soc Am Bull，114：787—803.

Bierman P R，Nichols K，Matmon A，et al.2007. 10Be shows that Namibian drainage basins are slowly，steadily，and uniformly eroding［J］.Quaternary International，33：167—168.

Brown E T，Edmond J M，Raisbeck G M，et al.1991.Examination of surface exposure ages of Antarctic moraines using in situ produced 10Be and 26Al［J］.Geochim Cosmochim Ac，55：2269—2283.

Burchfiel B C，Brown E T，Deng Qidong，et al.1999.Crustal shortening on the margins of the Tien Shan，Xinjiang，China［J］.Int Geol Rev，41：665—700.

Chen Jie，Heermance R，Burbank D W，et al.2007.Quantification of growth and lateral propagation of the Kashi anticline，southwest Chinese Tian Shan［J］.J Geophys Res，112：B03S16.

Cockburn H，Brown R，Summerfield M，et al.2000.Quantifying passive margin denudation and landscape development using a combined fissiontrack thermochronology and cosmogenic isotope analysis approach［J］.Earth and Planetary Science Letters，179：429—435.

Codilean A T，Bishop P，Stuart F M，et al.2008.Singlegrain cosmogenic 21Ne concentrations in fluvial sediments reveal spatially variable erosion rates［J］.Geology，36：159—162.

Cortés A J，Gonzlez L G，Binnie S A，et al.2012.Paleoseismology of the Mejillones Fault，northern Chile：Insights from cosmogenic 10Be and optically stimulated luminescence determinations［J］.Tectonics，31：TC2017.

Cording A，Hetzel R，Kober M，et al.2014. 10Be exposure dating of river terraces at the southern mountain front of the Dzungarian Alatau（SE Kazakhstan）reveals rate of thrust faulting over the past～400ka［J］.Quaternary Research，81（1）：168—178.

DeVecchio D E，Heermance R V，Fuchs M，et al.2012.Climatecontrolled landscape evolution in the Western Transverse Ranges，California：Insights from Quaternary geochronology of the Saugus Formation and strath terrace flights［J］.Lithosphere，4：110—130.

Epard J L，Groshong J，Richard H.1993.Excess area and depth to detachment［J］.Am Associ Petr bul Geo，77：1291—1302.

Fu Bihong，Lin Aiming，Kano K I，et al.2003.Quaternary folding of the eastern Tian Shan，northwest China［J］.Tectonophysics，369：79—101.

Gosse J C.2012.Terrestrial cosmogenic nuclide techniques for assessing exposure history of surfaces and sediments in active tectonic regions［A］.In：Cathy B，Antonio A（eds）.Tectonics of Sedimentary Basins：Recent Advances.Blackwell Publishing Ltd，Chichester：63—79.

Hardy S，Poblet J.1994.Geometric and numerical model of progressive limb rotation in detachment folds［J］.Geology，22：371—374.

Hidy A J，Gosse J C，Pederson J L，et al.2010.A geologically constrained Monte Carlo approach to modeling exposure ages from profiles of cosmogenic nuclides：An example from Lees Ferry，Arizona［J］.Geochem Geophys Geosyst，11：Q0AA10.

Imbrie J，Hays J D，Martinson D G，et al.1984.The orbital theory of Pleistocene climate：Support from a revised chronology of the marine delta 18O record［A］.In：Berger A，Imbrie J，Hays J，et al.（eds）.Milankovitch and Climate，Part 1［M］.Reidel Publishing Company，Dordrecht，269—305.

Keller E，Zepeda R，Rockwell T，et al.1998.Active tectonics at Wheeler Ridge，southern San Joaquin Valley，California［J］.Geol Soc Am Bull，110：298.

Li Tao，Chen Jie，Thompson J A，et al.2013.Quantification of threedimensional folding using fluvial terraces：A case study from the Mushi anticline，northern margin of the Chinese Pamir［J］.J Geophys Res，118：4628—4647.

Lisiecki L E，Raymo M E.2005.A Pliocenepleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ 18O records［J］.Paleoceanography，20：PA1003.

Lu Honghua，Burbank D W，Li Youli.2010.Alluvial sequence in the north piedmont of the Chinese Tian Shan over the past 550kyr and its relationship to climate change［J］.Palaeogeogr Palaeocl，285：343—353.

Lu Yanchou，Wang X L，Wintle A G.2007.A new OSL chronology for dust accumulation in the last 130，000 yr for the Chinese Loess Plateau［J］.Quaternary Res，67：152—160.

Molnar P，Brown E T，Burchfiel B C，et al.1994.Quaternary climate change and the formation of river terraces across growing anticlines on the north flank of the Tien Shan，China［J］.J Geol，102：583—602.

Pan Baotian，Burbank D W，Wang Y，2003.A 900 k.y.record of strath terrace formation during glacialinterglacial transitions in northwest China［J］.Geology，31：957.

Reigber C，Michel G W，Galas R，et al.2001.New space geodetic constraints on the distribution of deformation in Central Asia［J］.Earth Planet Sc Lett，191：157—165.

Rockwell T，Keller E，Dembroff G.1988.Quaternary rate of folding of the Ventura Avenue anticline，western Transverse Ranges，southern California［J］.Geol Soc Am Bull，100：850—858.

Scharer K M，Burbank D W，Chen J，et al.2006.Kinematic models of fluvial terraces over active detachment folds：Constraints on the growth mechanism of the KashiAtushi fold system，Chinese Tian Shan［J］.Geol Soc Am Bull，118：1006—1021.

Scharer K M，Burbank D W，Chen J，et al.2004.Detachment folding in the Southwestern Tian ShanTarim foreland，China：Shortening estimates and rates［J］.J Struct Geol，26：2119—2137.

Selander J，Oskin M，Ormukov C，et al.2012.Inherited strikeslip faults as an origin for basementcored uplifts：Example of the Kungey and Zailiskey ranges，northern Tian Shan［J］.Tectonics，31（4）：TC4026.

Stange K M，Van Balen R，Carcaillet J，et al.2013.Terrace staircase development in the Southern Pyrenees Foreland：Inferences from 10Be terrace exposure ages at the Segre River［J］.Global Planet Change，101：97—112.

Stone J O.2000.Air pressure and cosmogenic isotope production［J］.J Geophys Res，105：23723—23759.

Suppe J.1983.Geometry and kinematics of faultbend folding［J］.Am J Sci，283：684—721.

Thompson S C，Weldon R J，Rubin C M，et al.2002.Late Quaternary slip rates across the central Tien Shan，Kyrgyzstan，central Asia［J］.J Geophys Res，107：2203.

Windley B F，Allen M B，Zhang C，et al.1990.Paleozoic accretion and Cenozoic redeformation of the Chinese Tien Shan Range，central Asia［J］.Geology，18：128—131.

Zubovich A V，Wang X Q，Scherba Y G，et al.2010.GPS velocity field for the Tien Shan and surrounding regions ［J］.Tectonics，29：TC6014.

LATE PLEISTOCENE SHORTENING RATE

ON THE NORTHERN MARGIN OF YANQI BASIN，SOUTHEASTERN TIAN SHAN，NW CHINA

HUANG Weiliang 1）YANG Xiaoping 1）LI An 3）ZHANG ?

Ling 1）LI Shengqiang 1）YANG Haibo 1）

1）Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China

2）Key Laboratory of Western China Mineral Resources and Geological Engineering，College of Engineering and Surveying of Chang′an University，Xi′an 710054，China

3）Institute of Crustal Dynamics，China Earthquake Administration，Beijing 100085，China

〔作者简介〕 黄伟亮，男，1987年生，2015年于中国地震局地质研究所获博士学位，主要从事活动构造与古地震、新构造与构造地貌等方面的研究，电话：13379258205，E－mail：huangweiliang1987＠gmail.com。

Abstract

How strain is distributed and partitioned on individual faults and folds on the margins of intermontane basins remains poorly understood.The Haermodun（Ha）anticline，located along the northern margin of the Yanqi Basin on the southeastern flank of the Tian Shan，preserves flights of passively deformed alluvial terraces.These terraces cross the active anticline and can be used to constrain local crustal shortening and uplift rates.Geologic and geomorphic mapping，in conjunction with highresolution dGPS topographic surveys，reveal that the terrace surfaces are perpendicular to the folds strike，and display increased rotation with age，implying that the anticline has grown by progressive limb rotation.We combine 10Be terrestrial cosmogenic nuclide（TCN）depth profile dating and optically stimulated luminescence（OSL）dating to develop a new chronology for the terraces along the Huangshui He since 550ka.Our in situ 10Be dating of fluvial gravels capping strath terraces suggests a relationship between the formation and abandonment of the terraces and glacial climate cycles since the middlelate Pleistocene.These data indicate that the formation of the four terraces occurred at～550，～430，～350，and～60ka.We suggest that episodes of aggradation were facilitated by high sediment supply during glacial periods，followed by subsequent incision that led to abandonment of these terraces during deglaciation.Combining uplift and shortening distance with ages，we found the vertical uplift gradually decreased from 043 to 011mm/a，whereas the shortening rate was constant at～03mm/a since the anticline began to grow.The shortening rates of the Ha anticline from geomorphology agree with current GPS measurements，and highlight the importance of determining slip rates for individual faults in order to resolve patterns of strain distribution across intermontane belts.

Key words cosmogenic nuclide dating，Quaternary，active deformation，Hejing reverse faultrelated fold，Tian Shan