李 涛 陈 杰* 肖伟鹏 Burbank D W 黄明达 Thompson J

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院，北京 100083

3)Department of Earth Science，University of California，Santa Barbara，CA 93106，USA

利用变形河流阶地限定帕米尔北缘木什背斜的缩短、隆升和侧向扩展

李 涛1)陈 杰1)*肖伟鹏1，2)Burbank D W3)黄明达1)Thompson J3)

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)中国矿业大学(北京)地球科学与测绘工程学院，北京 100083

3)Department of Earth Science，University of California，Santa Barbara，CA 93106，USA

位于帕米尔前缘逆冲推覆体(Pamir Front Thrust，PFT)东端的木什滑脱背斜，是帕米尔弧形推覆构造带最前缘和最新的变形带。对地形横剖面、纵剖面和水系发育特征的分析表明，木什背斜总体上具有由西向东扩展生长的特征。在背斜核部及北翼发育数级开阔平坦的沿轴向展布的河流阶地，阶地可划分为4期。利用阶地堆积细颗粒石英光释光测年获得阶地面T2a、T3和T4的形成年龄分别为(15.8 ±2.40)ka、(55.1 ±10.3)ka、(131.4 ±23.9)ka。伴随背斜的生长扩展，河流阶地面发生了横向和纵向掀斜，并形成断层陡坎和褶皱陡坎。木什背斜晚第四纪的缩短和隆升主要是通过褶皱翼旋转机制进行的，估算其最小缩短速率为(1.6±0.3)mm/a，最小隆升速率为(1.9±0.3)mm/a。与此同时，沿轴向背斜发生了向东的侧向迁移和旋转。根据背斜垂直隆升与侧向扩展之间的关系，估算背斜在131～16ka期间向东的侧向迁移扩展速率较快，为 (14.6±3.6)mm/a;自16ka至今，侧向迁移扩展速率迅速减小至(1.7±0.3)mm/a，背斜向东的迁移扩展可能已基本停止，而以侧向旋转为主。

帕米尔 木什背斜 晚第四纪 河流阶地 褶皱生长 侧向扩展

0 引言

褶皱在三维空间的生长包括缩短、隆升和侧向扩展(图1)，定量限定其生长扩展过程对于理解褶皱的生长机制、造山带的时空演化、地震危险性和危害性评价及油气资源前景评估等方面至关重要。随着断层相关褶皱定量几何模型的建立(Suppe，1983;Suppe et al.，1990，1992)，褶皱生长理论有了突破性进展:褶皱的缩短和隆升是通过膝折带迁移和翼旋转2种机制进行的 (图1a1，a2)(Suppe，1983;Suppe et al.，1990，1997;Hardy et al.，1994;Zapata et al.，1996;Casas-Sainz et al.，2002);利用与褶皱生长同步沉积的地层(生长地层)和同步变形的地貌面(如河流阶地面)等带有时间标尺的标志可较好地限定褶皱生长;结合前生长地层的变形，可恢复褶皱完整的缩短和隆升历史(Daëron et al.，2007;Simoes et al.，2007)。侧向扩展是褶皱生长的重要部分，它包括侧向迁移和侧向旋转2种机制(图1b1，b2):前者褶皱生长过程中倾伏翼倾伏角基本恒定，褶皱端部不断沿轴向向外缘扩展而使褶皱加长;后者褶皱端部固定，倾伏翼旋转而使背斜不断抬升(Keller et al.，1999)。褶皱的侧向生长可能是目前所认识到的最快的构造方式，其速率比褶皱抬升或缩短速率大一个数量级，可达每年几个cm(Keller et al.，1998;Delcaillau et al.，1998;Burbank et al.，1999;Chen et al.，2007)。

图1 褶皱空间生长模型Fig.1 Spatial growth models of folds.

河流阶地面作为一个近似的等时面，已被很多学者用于褶皱缩短和隆升过程的研究中(Chamberlin，1910;Epard et al.，1993;Lave et al.，2000;Thompson et al.，2002;Bernard et al.，2007;Daëron et al.，2007;Simoes et al.，2007)。例如，Rockwell 等(1988)、陈杰等(2005)和Scharer等(2006)讨论了滑脱褶皱的实例;Bullard等(1993)和Molnar等(1994)讨论了断展褶皱的实例;Lave等(2000)、Thompson等(2002)和Hubert-Ferrari等(2007)讨论了断弯褶皱的实例，卢华复等(2002)、Chen等(2007)和Hubert-Ferrari等(2007)讨论了与断弯褶皱作用相关的褶皱陡坎的演化;Bernard等(2007)通过沙箱实验模拟技术讨论了纯剪切断顶褶皱的实例(Bernard et al.，2007;Daëron et al.，2007;Simoes et al.，2007)。但利用变形河流阶地研究活动褶皱侧向扩展的实例尚少见。

实际上褶皱生长过程中，被动变形的阶地面既记录了褶皱缩短和隆升的历史，也同时记录了褶皱侧向扩展的历史。如果沿褶皱轴向阶地面可连续追踪，就可能为我们提供利用阶地面限定褶皱侧向扩展生长的罕有机会。位于帕米尔北缘的木什背斜(图2)，是第四纪初期开始生长至今仍在变形的背斜。由于克孜勒苏河的长期迁道冲切，在背斜核部及北翼形成了数级宽阔平坦的平行背斜轴展布的变形显著的河流阶地，为我们研究上述问题提供了理想场所。通过对木什背斜及其河流阶地详细的地质地貌填图，阶地地形横剖面和纵剖面高精度DGPS测量及光释光(OSL)测年，我们对木什背斜晚第四纪以来的空间生长特征进行了讨论，并利用变形河流阶地估算了背斜的缩短、隆升和侧向扩展的幅度和速率。

1 木什背斜地质地貌特征

木什背斜位于帕米尔前缘推覆体东端(陈杰等，1997，2011)，西南天山前陆冲断带明尧勒-喀什背斜南侧，其西部和南部分别为托姆洛安复背斜和艾斯毛拉背斜(图2)。在地表，木什背斜为一长33km、宽3～12km、总体呈NWW-SEE展布的低缓丘陵(图3a)。克孜勒苏河是区域内最大的轴向水系，在背斜区内其流向与背斜轴近平行，呈一略向SSW凸出的弧形。克孜勒苏河沿背斜轴将核部和北翼削平，并形成了多级开阔平坦的河流阶地。背斜南翼和东缘发育多期洪积扇(图3b)，远离背斜洪积扇渐年轻;由西向东，洪积扇规模逐渐增大，方向由NNESSW向转为NW-SE向，在背斜东端为近EW向。

图2 木什背斜及其邻区构造图Fig.2 Regional location and surrounding structures distribution of the Mushi anticline.

木什背斜为一南翼缓、北翼陡的不对称背斜。背斜区内仅出露阿图什组和西域组2套已成岩地层(图3b)。在背斜西北阶地面上还发育一逆断层，在地表形成了总长约5km的陡坎(尹金辉等，2001;肖伟鹏等，2011)。木什背斜为一滑脱褶皱，发育在其西北部的断层可能是背斜褶皱生长过程中形成的背斜前翼次级剪切逆冲断层。背斜生长起始于西域组地层开始沉积之后，最小地壳缩短量约0.7km，构造隆升幅度可达1.5km(肖伟鹏等，2011)。

利用ASTER卫星30m分辨率DEM数据，获得了木什背斜地形横剖面和纵剖面(图3c，d)。由地形纵剖面看，背斜由西向东先是快速上升达到一地形高点，经一低洼段后再次达到一地形高点，最后向东缓慢降低。背斜东西2个地形高点的位置均为坚硬的西域砾岩覆盖。背斜中部地形低洼部分可能为克孜勒苏河古河道:随着背斜隆升，克孜勒苏河先是被限定在狭窄的范围内(现今低洼部分);随着背斜进一步隆升，河道废弃，河流流向变为现今的流向。尽管背斜中部遭到强烈侵蚀，但根据5km宽条带获得的地形横剖面，背斜地形起伏依然具有由西向东逐渐降低的趋势。背斜海拔极大值、平均值与最小值的差值也具有由西向东逐渐减小的趋势，这反映了背斜侵蚀程度由西向东逐渐减小。

在对美国西部Wheeler Ridge背斜的研究中，Keller等(1999)提出了利用地形地貌确定背斜侧向扩展的6个标志分别为:1)沿背斜扩展方向水系密度减小和下切侵蚀程度降低;2)横穿背斜风口海拔高度降低;3)沿背斜脊线海拔高度及地形高差降低;4)形成的特征水系;5)越老的沉积物或地貌面变形程度越大;6)前翼地层旋转角度和倾角减小。木什背斜虽然不发①康玉柱，1978，新疆塔里木盆地喀什坳陷地质构造特征及含油气远景评价报告。育风口，但以下几方面证据表明木什背斜是由西向东侧向扩展生长的:1)据康玉柱填图资料 ，木什背斜西部相对紧闭，东部相对宽缓，构造高点距背斜西倾伏端约5km，背斜总体向东倾伏;2)背斜地形高点位于西部，沿走向背斜地形由西向东递减(图3c，d)，而并非常见的对称状“碗”形或“弓”形(Burbank et al.，1999);3)由西向东背斜水系密度、下切侵蚀程度逐渐减小，单条水系长度逐渐增大，水系流向由NNE-SSW向转为NW-SE向，在背斜东端转为近EW向。

图3 木什背斜地质地貌特征Fig.3 Geologic and geomorphic characteristics of the Mushi anticline.

2 阶地发育特征

2.1 阶地分布特征

克孜勒苏河源自西部帕米尔和西南天山两大对冲系统的会聚带，其水量主要来自高原腹地冰川融水及局部和区域大气降水，克孜勒苏河河谷所在位置是帕米尔和西南天山构造带之间海拔最低部位(图2)。在背斜西北西域组及其与阿图什组过渡区，克孜勒苏河河道窄直，宽500～600m，流向N50°W，河南岸阶地不发育(图3b);至背斜中、东部阿图什组区，河流流向拐向东，河床宽度从700～800m渐宽，以过渡性辫状水系为主，两岸阶地发育;在背斜以东河流以洪泛平原相辫状水系为主。

图4 木什背斜北翼克孜勒苏河南岸阶地分布a航片示河南岸不同阶地面及光释光测年样品位置;b克孜勒苏河南岸地质地貌图;c向NE眺望克孜勒苏河南岸阶地Fig.4 Terraces distribution at north limb of the Mushi anticline，south of the Kezilesu river.

背斜区内的阶地均为基座阶地，基座为阿图什组和西域组地层(图3b)，盖层为青灰色磨圆较好的砾石层，局部夹少量粉细砂透镜体，厚零至数m不等。在克孜勒苏河南岸，阶地平面展布与背斜轴近乎一致，阶地保存较好，阶地级数明显多于北岸，分布很不对称。这可能是由于背斜隆升使克孜勒苏河不断北迁，北岸阶地遭受侵蚀，南岸阶地很好地保存下来。阶地内缘通常为坡积物、冲洪积物覆盖，外缘因侵蚀而发育大规模冲沟(图3b，4)。

在对ASTER影像和航片解译基础上，我们对河流阶地进行了详细填图。根据阶地拔河高度和表面风化程度可大致划分为4期(图3b，4b)。T4和T3分别位于背斜东部和核部，且仅在克孜勒苏河南岸发育，2级阶地拔河高度分别约为100m和70m，由西向东，阶地拔河高度均有降低趋势;阶地内部平坦，外缘冲沟内下伏基岩出露。T2在河两岸均有发育，是背斜区内发育最广、延续性最好的一级阶地。T2又可进一步细分为T2a和T2b，在背斜核部T2a拔河高度30～40m，仅比T2b低3～5m。T1发育非常局限，在背斜核部其拔河高度6～8m。

2.2 阶地年龄

为确定上述各阶地形成时间，在克孜勒苏河南岸3级阶地(T2a、T3和T4)堆积物中的细粉砂透镜体中采集了OSL样品(图4a，表1)。其中，在T2a中采集了1个样品，编号为08MS-2;在T3不同位置共采集了3个样品，编号分别为08MS-4、08MS-5和09MS-3;在T4共采集3个样品，其中09MS-4和09MS-5在同一剖面不同层位采集，09MS-6在另一剖面采集。所有样品等效剂量的测量是在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室Daybreak 2200自动测试系统上完成的，采用的方法是4～11μm细颗粒石英简单多片再生法(Lu et al.，2007)，详细实验流程及年龄计算方法参见杨会丽等(2011)。环境剂量率中U、Th含量在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室用厚源alpha计数法获得，K含量的测试在中国科学院环境研究所用X衍射法获得。水对α、β、和γ辐射有一定的吸收作用，样品含水量在埋藏期间的变化对样品年龄有直接的影响。本批样品目前均处于现今水位之上，为干样，但这些样品在沉积时均处于当时的水位以下，即处于饱水状态。我们用实验方法估算了每个样品的饱和含水量(以此作为该样品沉积时的含水量)。采用Fleming等(1973)提出的校正方法，分别计算了样品饱和含水和现今实测含水量下的环境剂量率(表1)，由此获得了每个样品的上、下限年龄，取其平均值(误差计算考虑了各种不确定性)，此即样品所在层位的沉积年龄。由于这几个样品埋深很浅(表1)，可基本代表阶地面的年龄。

采于T2a的样品08MS-2年龄上限和下限分别为(17.8±1.3)ka(利用饱和含水量获得)和(13.7 ±1.1)ka(利用实际含水量获得)，取二者平均值作为该阶地年龄为(15.8 ±2.4)ka(表1)。与全球气候变化曲线对比表明，T2形成时间可能与氧同位素阶段2相对应(图5)，是在末次冰盛期(LGM)形成的。采于T3的3个样品年龄跨度较大，08MS-4、08MS-5和09MS-3年龄上限和下限分别为(74.1±5.0)ka 和(57.4 ±3.9)ka、(47.6 ±3.6)ka和(37.5 ± 2.9)ka、(63.2 ± 4.1)ka和(50.3 ±3.3)ka，取年龄上限和下限平均值可得3个样品的年龄分别为(65.8 ±9.5)ka、(42.6 ±6.0)ka及(56.8 ±7.4)ka;取 3 个样品的平均值作为该阶地年龄为(55.1±10.3)ka。对于 T4，09MS-4、09MS-5 和 09MS-6 年龄上限和下限分别为(157.8± 14.0)ka 和(115.0 ± 10.0)ka、(152.8 ± 10.7)ka 和(109.5 ± 7.7)ka、(148.2 ± 5.2)ka 和(104.8 ±8.8)ka，取年龄上限和下限平均值可得 3个样品的年龄分别为(136.4±24.7)ka、(131.2 ± 23.6)ka 及 (126.5 ±22.9)ka;取3个样品的平均值作为该阶地年龄为(131.4±23.9)ka。T3和T4分别是在氧同位素阶段4～3、6～5e的过渡阶段形成的(图5)，亦即由冰期向间冰期的过渡阶段，反映了阶地形成与气候事件的对应关系。

图5 阶地形成时间与氧同位素阶段的对应关系，δ18O 曲线(据 Petit et al.，1999)Fig.5 Association between terraces ages and climate alternation(after Petit et al.，1999).

3 阶地变形

晚第四纪以来伴随木什背斜的持续生长，克孜勒苏河两岸阶地发生了显著变形:在背斜西北主要表现为木什背斜北翼逆断裂的活动和多条逆断层陡坎的形成(肖伟鹏等，2011)，在背斜中东部表现为不同阶地面的横向掀斜、褶皱陡坎的形成及阶地面的纵向掀斜。本文重点讨论阶地的褶皱变形。

3.1 方法与假设

我们用E-Survey 660 RTK GPS系统对阶地面进行了测量。RTK GPS系统包括基准站和流动站两部分，两者之间通过无线信号通讯。将基准站固定在预定位置，利用流动站对目标进行测量。由于GPS信号经过了校正，且消除了多路径信号的干扰，该套仪器水平定位误差＜2cm，垂直定位误差＜4cm。流动站采用测绘人双肩背式测量，由此造成的测量误差＜10cm，这远小于阶地变形量。测量时，阶地地形横剖面与构造线方向大致垂直，阶地地形纵剖面与构造线方向大致平行。为避免后期侵蚀作用影响，测量时尽量避开遭受侵蚀的位置。最终将实测横剖面数据投影到图4b中的构造横剖面线上(N13°E方向)，纵剖面数据投影到与构造横剖面线垂直的方向上(103°方向)，以获得阶地面坡度(图6，7)。

利用变形阶地对背斜生长进行定量分析时，首先要通过区域基准面、河床坡度和曲率校正恢复阶地面的初始形态(Lave et al.，2000)，这3个参数有时很难获得。对于阶地横剖面，由于克孜勒苏河及两岸阶地基本平行背斜轴线展布并未横穿背斜，测量时为洪水期，无法获得现代河床的横向坡度。在实测剖面p3，T2a横跨轴面e南侧N∠68°和北侧N∠26°两个等倾角岩区，却并未发生差异性变形(图4b，图6)。这表明自该阶地面形成以来轴面e已停止活动，阶地面未发生变形;因此我们将该段形态作为各阶地面初始形态，坡度为(0.10±0.06)°(图6)。对于阶地纵剖面，我们以现代河床坡度作为各阶地面初始形态，坡度为(0.35±0.00)°(图7)。

图6 克孜勒苏河南岸阶地横剖面(剖面位置见图4b)Fig.6 Topographic cross sections of terraces surfaces.

图7 克孜勒苏河南岸阶地实测地形纵剖面Fig.7 Longitudinal topographic profiles of terraces surfaces.

3.2 阶地剖面形态

横向上，与阶地面初始坡度(0.10±0.06)°相比，在轴面a和b之间T2a表现为反向掀斜:在 p1处坡度为(-0.31±0.02)°，旋转角度(-0.41±0.06)°S;在 p2 处坡度为(-0.26±0.06)°，旋转角度(-0.36 ± 0.08)°。T2b 和 T3 也发生了反向掀斜:T2b 坡度为(-0.38 ±0.03)°，旋转角度(-0.48 ±0.07)°;T3 坡度为(-0.99 ±0.09)°，旋转角度(-1.1 ±0.1)°。在轴面b和c之间T2a发生了掀斜(图6):在p1处坡度为 (90.68±0.01)°(坡向北为正)，旋转角度(0.58 ±0.06)°(向北掀斜为正);在 p2 处坡度为(0.64 ±0.04)°，旋转角度(0.54 ±0.07)°。

阶地的差异性掀斜与下伏基岩形态是对应的。T2a北部向北，T2a南部、T2b及T3向南掀斜是因其横跨背斜轴分别位于24°N和6°S两个倾向不同的岩区内，表明轴面b在晚第四纪仍在活动(图6)。在24°N等倾角岩区内，T2a北部与现代河床相比发生了明显掀斜;在6°S等倾角岩区内，T2a、T2b和T3随着阶地年龄的增大，掀斜角度逐渐增大。这些均表明在晚第四纪两个倾角区并非通过膝折带迁移作为一个统一块体均匀抬升，而是通过翼旋转机制生长的(陈杰等，2005;Scharer et al.，2006)。

不同阶地掀斜程度不同，同一阶地在背斜不同位置掀斜程度也有较大差别。对于T2a北部，在西部旋转角度为(0.58 ±0.06)°，东部为(0.54 ±0.07)°N;对于 T2a南部，在西部旋转角度为(-0.41 ±0.06)°，东部为(-0.36 ±0.08)°。阶地的这种变形与背斜西部相对紧闭、东部相对宽缓的形态是相似的，反映了背斜的侧向扩展生长。

在T2a北部轴面c与d之间发育一走向与轴向大致平行的低缓陡坎(图4a，b)，与下伏构造对比表明陡坎的范围与44°N等倾角岩区大致对应(图6)，而与断层作用无关，是一典型的褶皱陡坎。在剖面p2，该陡坎宽约300m，高约16m，坡度(3.1±0.1)°。关于褶皱陡坎的形成已有不少讨论(卢华复等，2002;陈杰等，2005;Scharer et al.，2006;Chen et al.，2007;Hubert-Ferrari et al.，2007)，膝折带迁移和翼旋转2种机制均可以形成褶皱陡坎。由于膝折带迁移机制形成的褶皱陡坎坡度与轴面两侧倾角差值相当，即在剖面p2的陡坎坡度应为约20°，而非事实上仅有的3°，我们认为该处褶皱陡坎是通过44°N倾角岩区翼旋转形成的(图8a1，a2)，旋转角度(3.0±0.1)°。

河流阶地不仅在横向上变形显著，在纵向上也发生了显著变形。与现代河床纵坡降(0.35 ±0.00)°相比(图7)，T2a 南部坡度为(0.46 ±0.04)°，旋转角度(0.11 ±0.04)°;T2a 北部坡度为(0.44 ± 0.01)°，旋转角度(0.09 ± 0.01)°。T3 坡度为(0.70 ± 0.04)°，旋转角度(0.35 ±0.04)°。T4 坡度为(1.07 ±0.05)°，旋转角度(0.72 ±0.05)°。T2a、T3 和 T4 随着阶地年龄增大，阶地侧向旋转程度逐渐增大，这不仅反映了背斜向东的侧向扩展，也反映了侧向扩展中有侧向旋转作用(图1b2)。

4 讨论

4.1 木什背斜的缩短、隆升

根据阶地变形特征，木什背斜晚第四纪的缩短和隆升主要是通过翼旋转作用进行的。在翼旋转机制中，背斜各翼长度基本恒定，下伏地层旋转角度与阶地面旋转角度大致相等，各翼旋转前后水平方向投影长度的差值即为该翼缩短增量，垂直方向投影长度的差值即为该翼隆升增量(图8a2)，其计算公式为

其中:S为缩短增量，H隆升增量，L翼长，θ旋转翼现今坡度，φ阶地面旋转角度。根据公式，如果能够确定阶地面旋转角度θ和与其对应的各旋转翼长度L，就可以确定阶地形成以来背斜的缩短增量和隆升增量。

在轴面a与 b之间，p1和 p2处阶地面旋转角度分别为(-0.41±0.06)°和(-0.36±0.08)°(图6)，取其平均值作为下伏 6°S 等倾角岩区的旋转角度，为(-0.4 ±0.1)°。在轴面 b与 c之间，p1 和 p2 处阶地面旋转角度分别为(0.58 ±0.06)°和(0.54 ±0.07)°，取其平均值作为下伏24°N等倾角岩区的旋转角度为(0.56±0.09)°。在褶皱陡坎处，T2a旋转角度为(3.0±0.1)°，其下伏44°N 等倾角岩区的旋转角度为(3.0 ±0.1)°。

图8 褶皱缩短增量、隆升增量和侧向扩展增量计算公式Fig.8 The calculating methods of incremental shortening，uplift and lateral propagation of fold.

根据木什背斜构造横剖面(图8b)(肖伟鹏等，2011)，不同深度各旋转翼长度不同。我们用西域组顶界长度对背斜缩短增量和隆升增量进行计算;考虑到解译过程中各翼长度并不能很好地限定，取10%作为各翼长度的误差。由此可得，6°S、24°N和44°N 3个等倾角岩区长度分别为(2300±230)m、(1100±110)m和(540±54)m(图8b);结合阶地面旋转角度，根据上述计算公式可得缩短增量分别为(1.6±0.4)m、(4.6±0.8)m 和(19±2)m，隆升增量分别为(16.0 ±4.3)m、(9.8 ±1.9)m 和(20.8 ±2.2)m。

因此，自T2a形成以来，背斜最小缩短增量为(25.2±2.2)m。背斜南部最小隆升增量为(16.0±4.3)m，北部最小隆升增量为(30.6±2.9)m，取背斜北部的隆升量作为背斜的最小隆升量为(30.6 ±2.9)m。由阶地面年龄(15.8 ±2.4)ka，可得背斜最小缩短速率为(1.6 ±0.3)mm/a，最小隆升速率为(1.9 ±0.3)mm/a。

4.2 背斜的侧向生长扩展

褶皱的侧向生长扩展包括侧向迁移和侧向旋转2种机制(图1b1，b2)。前者在褶皱生长过程中褶皱倾伏端地层倾角基本恒定，褶皱端部迅速向外缘扩展，扩展速率远大于缩短和隆升速率(可达数十倍);此时褶皱狭长，长宽比很大。随着生长的进行，扩展速率逐渐降低，侧向旋转的比重开始增大。最后褶皱侧向扩展以侧向旋转为主:褶皱端部基本固定，褶皱倾伏端地层倾角不断增大;此时褶皱由狭长逐渐变为椭圆状，长宽比逐渐减小。

褶皱的侧向扩展与隆升密切相关，假设沿轴向不同位置褶皱倾伏端地层倾角一致，可得侧向扩展增量与隆升增量的定量关系(图8c)，其计算公式为

其中:U为隆升总量，ΔU隆升增量，β倾伏端地层倾角，Δβ倾伏端地层倾角增量，ΔL侧向迁移扩展增量。由公式(3)可知，如果倾伏端地层倾角增量Δβ和隆升增量ΔU能够确定，就可以估算褶皱的侧向扩展增量ΔL。

对于木什背斜，背斜倾伏端地层倾角的增量可通过各阶地面形成以来的旋转量获得。根据阶地实测纵剖面(图7)，自T2a形成以来，在2个不同位置阶地面的旋转量分别为(0.11±0.04)°和(0.09 ±0.01)°，取其平均值(0.10 ±0.04)°作为倾伏端地层旋转量。T3 和 T4 形成以来，倾伏端地层旋转量分别为(0.35 ±0.04)°和(0.72 ±0.05)°。假设晚第四纪背斜隆升速率保持(1.9 ±0.3)mm/a不变，可得T3和T4对应的背斜隆升增量分别为(143±17)m和(342±39)m。

木什背斜自形成以来隆升量约为1.5km(肖伟鹏等，2011)，若假定背斜自形成以来隆升速率恒定，根据阶地面T3的形成年代，推测木什背斜可能开始形成于距今约0.58Ma前。构造横剖面所在位置距已有地貌显示的背斜东端16～18km(图3a)，可得背斜倾伏端地层倾角平均大小为(5.0 ±0.4)°，这与背斜东端地层倾角大小(4°～6°)基本一致。根据式(3)，T2a、T3和T4对应的侧向迁移扩展增量分别为(5.3±29.4)m、(465±144)m 和(1668±162)m。据此可计算不同阶段木什背斜的侧向迁移扩展速率(图9)，由图9可见，木什背斜侧向迁移扩展速率在131～16ka为(14.6±3.6)mm/a;自 16ka至今，侧向迁移扩展速率减小至(0.3 ±1.7)mm/a，这表明背斜已基本停止向东侧向迁移，背斜侧向生长以侧向旋转为主。

图9 木什背斜晚第四纪侧向迁移扩展速率Fig.9 Lateral propagation rate of the Mushi anticline in the late Quaternary.

4.3 不确定性

在计算背斜缩短速率和隆升速率时，虽然考虑了背斜各旋转翼长度的误差(相对误差10%)、阶地面旋转角度的误差和阶地面年龄的误差。但仍存在以下诸多不确定性:1)背斜几何形态，由于未获得地震反射剖面，在解译背斜的构造横剖面时，我们假设背斜生长过程中地层厚度保持不变。如果地层发生了不等厚变形，构造横剖面的形态就会发生变化，各旋转翼的长度也就随之变化，最终对缩短速率和隆升速率产生较大影响。此外，位于不同构造位置的构造横剖面，背斜的几何形态是不同的(肖伟鹏等，2011)，本文仅采用了靠近背斜核部的构造横剖面进行计算。2)计算模型的不确定性。缩短速率和隆升速率的计算公式是在下伏地层旋转角度与阶地面旋转角度相当的条件下获得的(图8a2)，由于背斜生长过程中层间剪切作用的影响，下伏地层旋转的角度并不完全等同于阶地面旋转的角度。3)在野外测量过程中实测剖面与构造线方向并未完全垂直，在计算时我们将实测点投影到与构造线垂直的方向上，这也可能对计算结果造成一定误差。

上述计算获得的背斜侧向扩展速率只是实际情况的一级近似，存在着以下不确定性。首先各阶地的隆升量是假设隆升速率不变得到的。如果在晚第四纪背斜隆升速率发生明显变化，会对最终计算结果产生较大影响。侧向扩展速率的计算模型也会造成很大的不确定性:计算模型是假设背斜侧向扩展过程中倾伏翼为一直线，如果背斜的倾伏翼为一曲线，则需要用其他模型进行计算。最后，野外测量过程中实测剖面与构造线方向并非完全平行，而是存在一小的夹角，这也会影响侧向扩展速率最终的计算结果。

4.4 与现今GPS缩短速率的对比

据艾斯毛拉背斜东南的GPS观测站WUPA(欧亚大陆参考架下N3°E方向速度为(22.2±0.6)mm/a，观测站WUPA可能位于PFT之NE)和喀什背斜南的观测站KSH(N7°E方向速度为(18.5 ±0.4)mm/a)的观测数据(Zubovich et al.，2010)(图2)，两站之间(相距约 42km)现今缩短速率约为3.7mm/a，此即木什背斜东部现今的地壳缩短速率。其中至少有(1.6±0.3)mm/a被木什背斜中部和北部的晚第四纪变形所吸收，其它可能被艾斯毛拉背斜与木什背斜之间的向斜、木什背斜南翼、木什背斜与喀什背斜之间的向斜吸收。

5 初步认识

木什背斜南翼缓、北翼陡，主轴面南倾。地形横剖面、纵剖面和水系分布特征表明木什背斜具有由西向东扩展生长的特征。根据填图资料和邻区地震反射剖面，通过平衡剖面约束，推测木什背斜为一滑脱褶皱，其缩短量约为0.7km，隆升幅度可达1.5km。若假定背斜自形成以来隆升速率恒定，推测木什背斜可能开始形成于距今约0.58Ma前。

克孜勒苏河流向与背斜轴近平行，在背斜核部与北翼发育数级开阔平坦的沿轴向展布的河流阶地，可划分为4期。根据阶地堆积细颗粒石英光释光测年结果，阶地面T2a、T3和T4年龄分别为(15.8 ±2.4)ka、(55.1 ±10.3)ka 和(131.4 ±23.9)ka。伴随背斜生长，河流阶地发生了显著变形，表现形式包括断层陡坎、不同阶地面的横向掀斜、褶皱陡坎的形成及阶地面的纵向掀斜及迁移。阶地变形特征表明，在晚第四纪木什背斜的缩短和隆升主要是通过翼旋转机制进行的。

根据T2a阶地的变形特征和翼旋转模型，可获得各旋转翼缩短速率和隆升速率的计算公式。计算结果表明，木什背斜晚第四纪最小缩短速率为(1.6±0.3)mm/a，最小隆升速率为(1.9±0.3)mm/a。阶地纵剖面的形态表明背斜发生了侧向迁移和旋转，根据垂直隆升与侧向扩展之间的关系，可获得侧向迁移扩展速率。计算结果表明背斜在131～16ka期间向东的侧向迁移扩展速率较快，为(14.6±3.6)mm/a;自16ka至今，侧向扩展速率迅速减小至(1.7±0.3)mm/a，背斜向东的侧向迁移扩展可能已基本停止，而以侧向旋转为主。

致谢 感谢诸位评阅人对本文提出的宝贵修改建议!

陈杰，李涛，李文巧，等.2011.帕米尔构造结及邻区的晚新生代构造与现今变形［J］.地震地质，33(2):241—259.

CHEN Jie，LI Tao，LI Wen-qiao，et al.2011.Late Cenozoic and present tectonic deformation in the Pamirs salient，northwestern China［J］.Seismology and Geology，33(2):241—259(in Chinese).

陈杰，曲国胜，胡军，等.1997.帕米尔北缘弧形推覆构造带东段的基本特征与现代地震活动［J］.地震地质，19(4):301—312.

CHEN Jie，QU Guo-sheng，HU Jun，et al.1997.Arcuate thrust tectonics and its contemporary seismicity in the eastern section of the external zone of the Pamir［J］.Seismology and Geology，19(4):301—312(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，27(4):513—529.

CHEN Jie，Scharer K M，Burbank D W，et al.2005.Kinematic models of fluvial terraces over active folds:Constraints on the growth mechanism and kinematics of the fault-related folds［J］.Seismology and Geology，27(4):513—529(in Chinese).

卢华复，王胜利，贾东，等.2002.天山中段南麓的第四纪褶皱作用［J］.科学通报，47(21):1675—1679.

LU Hua-fu，WANG Sheng-li，JIA Dong，et al.2002.Quaternary folding in the south piedmont of central segment of Tian Shan Mountains［J］.Chinese Science Bulletin，47(21):1675—1679(in Chinese).

肖伟鹏，陈杰，李涛，等.2011.帕米尔北缘木什背斜第四纪滑脱褶皱作用与北翼逆断裂的生长［J］.地震地质，33(2):289—307.

XIAO Wei-peng，CHEN Jie，LI Tao，et al.2011.The Quaternary detachment folding and propagation of north limb fault of the Mushi anticline，northern margin of the Pamir［J］.Seismology and Geology，33(2):289—307(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(2):402—412.

YANG Hui-li，CHEN Jie，RAN Yong-kang，et al.2011.Optical dating of paleoearthquake similar to the 12May Wenchuan earthquake，at Xiaoyudong surface ruptures zone［J］.Seismology and Geology，33(2):402—412(in Chinese).

尹金辉，陈杰，郑勇刚，等.2001.卡兹克阿尔特断裂带活动特征［J］.中国地震，17:221—230.

YIN Jin-hui，CHEN Jie，ZHENG Yong-gang，et al.2001.Active characteristics of Kazkeaerte Fault zone ［J］.Earthquake Research in China，17:221—230(in Chinese).

Bernard S，Avouac J P，Dominguez S，et al.2007.Kinematics of fault-related folding derived from a sandbox experiment［J］.Journal of Geophysical Research，112:B03S12，112:1-19.doi:10.1029/2005JB004149.

Bullard T F，Lettis W R.1993.Quaternary fold deformation associated with blind thrust faulting，Los Angeles Basin，California［J］.Journal of Geophysical Research，98(5):8349—8369.

Burbank D W，McLean J K，Bullen M，et al.1999.Partitioning of intermontane basins by thrust-related folding，Tianshan，Kyrgyzstan ［J］.Basin Research，11(1):75—92.doi:10.1046/j.1365-2117.1999.00086x.

Casas-Sainz A M，Cortes A L，Maestro A.2002.Sequential limb rotation and kink-band migration recorded by growth strata，Almazan Basin，North Spain［J］.Sedimentary Geology，146(1-2):25—45.

Chamberlin R T.1910.The Appalachian folds of central Pennsylvania［J］.Journal of Geology，27:228—251.

Chen J，Heermance R，Burbank D W，et al.2007.Quantification of growth and lateral propagation of the Kashi anticline，southwest Chinese Tianshan ［J］.Journal of Geophysical Research，112:B03S16.doi:10.1029/2006JB004345.

Chen Y G，Lai K Y，Lee Y H，et al.2007.Coseismic fold scarps and their kinematic behavior in the 1999 Chi-Chi earthquake Taiwan［J］.Journal of Geophysical Research，112:B03S02.doi:10.1029/2006JB004388.

Daëron M，Avouac J P，Charreau J.2007.Modeling the shortening history of a fault tip fold using structural and geomorphic records of deformation［J］.Journal of Geophysical Research，112:1—19.doi:10.1029/2006JB004460.

Delcaillau B，Deffontaines B，Floissac L.1998.Morphotectonic evidence from lateral propagation of an active frontal fold:Pakuashan anticline，foothills of Taiwan ［J］.Geomorphology，24(4):263—290.doi:10.1016/S0169-555X(98)00020—8.

Epard J L，Groshong R H.1993.Excess area and depth to detachment［J］.AAPG Bull，77(8):1291—1302.

Fleming S J.1973.The pre-dose technique:A new thermoluminescence dating method ［J］.Archaeometry，15:13—30.

Hardy S，Poblet J.1994.Geometric and numerical model of progressive limb rotation in detachment folds［J］.Geology，22(4):371—374.

Hubert-Ferrari A，Suppe J，Gonzalez-Mieres R，et al.2007.Mechanisms of active folding of the landscape(southern Tian Shan，China)［J］.Journal of Geophysical Research，112:1—39.doi:10.1029/2006JB004362.

Keller E A，Zepeda R L，Rockwell T K，et al.1998.Active tectonics at Wheeler Ridges，southern San Joaquin Valley，California［J］.Geological Society of America Bulletin，110(3):298—310.doi:10.1130/0016-7606(1998)110 ＜0298:ATAWRS ＞2.3.CO;2.

Keller E A，Gurrola L，Tierney T E.1999.Geomorphic criteria to determine direction of lateral propagation of reverse faulting and folding［J］.Geology，27(6):515—518.doi:10.1130/0091-7613(1999)027 ＜0515:GCTDDO ＞2.3.CO;2.

Lave J，Avouac J P.2000.Active folding of fluvial terraces across the Siwaliks Hills，Himalayas of central Nepal［J］.Journal of Geophysical Research，105(3):5735—5770.

Lu Y C，Wang X L，Wintle A G.2007.A new chronology for dust accumulation in the last 130，000yr for the Chinese Loess Plateau［J］.Quaternary Research，(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］.Journal of Geology，102(5):583—602.

Petit J R，Jouzel J，Raynaud D，et al.1999.Climate and atmospheric history of the past 4200，000 years from the Vostok ice core，Antarctica［J］.Nature，399:429—436.doi:10.1038/20859.

Rockwell T K，Keller E A，Dembrof G R.1988.Quaternary rate of folding of the Ventura Avenue anticline，western Transverse Ranges，southern California［J］.Geological Society of America Bulletin，100:850—858.

Scharer K M，Burbank D W，Chen J，et al.2006.Kinematic models of fluvial terraces over active detachment fold:Constraints on the growth mechanism of the Kashi-Atushi fold system，Chinese Tian Shan［J］.Geological Society of A-merica Bulletin，118:1006—1021.doi:10.1130/B25835.1.

Simoes M，Avouac J P，Chen Y G，et al.2007.Kinematic analysis of the Pakuashan Fault tip fold，west central Taiwan:Shortening rate and age of folding inception ［J］.Journal of Geophysical Research，112:B03S14.doi:10.1029/2005JB004198.

Suppe J.1983.Geometry and kinematics of fault-bend folding［J］.American Journal of Science，283:684—721.

Suppe J，Medwedef D A.1990.Geometry and kinematics of fault-propagation folding［J］.Ecologae Geol Helv，83(3):409—454.

Suppe J，Chou G T，Hook S C.1992.Rates of folding and faulting determined from growth strata［A］.In:McClay K，ed.Thrust tectonics.London:Chapman ＆ Hall.

Suppe J，Sabat F，Munoz J A，et al.1997.Bed-by-bed fold growth by kink-band migration:Sant Llorenc de Morunys，eastern Pyrenees［J］.Journal of Structural Geology，19(3-4):443—461.

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］.Journal of Geophysical Research，107(B9):2203.doi:10.1029/2001JB000596.

Zapata T R，Allmendinger R W.1996.Growth stratal records of instantaneous and progressive limb rotation in the Precordillera thrust belt and Bermejo Basin［J］.Argentina Tectonics，15:1065—1083.

Zubovich A V，Wang X Q，Scherba Y G，et al.2010.GPS velocity field of the Tien Shan and surrounding regions［J］.Tectonics，29:TC6014.doi:10.1029/2010TC002772.

USING DEFORMATION TERRACES TO CONFINE THE SHORTENING，UPLIFT AND LATERAL PROPAGATION OF THE MUSHI ANTICLINE，NORTHERN MARGIN OF THE PAMIR

LI Tao1)CHEN Jie1)XIAO Wei-peng1，2)Burbank D W3)HUANG Ming-da1)Thompson J3)

1)State Key Laboratory of Earthquake Dynamics，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China
2)College of Geoscience and Surveying Engineering，China University of Mining and Technology，Beijing 100083，China
3)Department of Geological Sciences，University of California，Santa Barbara，CA 93106，USA

Locating at eastern end of the Pamir Front Thrust(PFT)，the Mushi anticline grows initiating from early-Pleistocene till now.The anticline，with a gentle south limb and steep north limb，outcrops Pliocene Atushi formation and lower-Pleistocene Xiyu formation.Topographic profiles and drainage pattern indicate the lateral growth of the anticline from west to east.Combining mapping data and seismic profiles from the neighboring area，we find the Mushi anticline is a detachment fold，with a total shortening of ～0.7km and a total uplift up to～1.5km.

Northern part of the anticline is dominated by a series of wide，flat terraces.According to OSL samples，the age of the terrace T2a，T3and T4 is 15.8 ± 2.4ka，55.1 ± 10.3ka and 131.4 ± 23.9ka respectively.Correlating with Marine Isotopic stages(MIS)，the formation of terraces has some relationship with global climate change.

As growing of the anticline，terrace surfaces deformed obviously，which is characterized by fault scarps，surface tilting or back-tilting，folding scarps and lateral tilting.Deforming patterns of the terrace surfaces indicate the Mushi anticline grows by limb rotation in late-Pleistocene.Using calculating models，we can confine the minimum shortening rate is 1.6 ± 0.3mm/a and the minimum uplift rate is 1.9 ±0.3mm/a.

Longitudinal profiles of terraces indicate the Mushi anticline grows laterally through limb rotation.According to relationship between uplift and lateral propagation，we can acquire a faster eastward lateral propagation rate of the anticline during the period of 131 ～16ka，with a rate about 14.6 ±3.6mm/a;however，since 16ka，the rate reduced to 1.7 ±0.3mm/a，implying the anticline tip stopped propagating to the east，and growing of the anticline was mainly dominated by lateral limb rotation in late Quaternary.

Pamir，Mushi anticline，late Quaternary，river terrace，fold growth，lateral propagation

P315.2

A

0253-4967(2011)02-0308-15

10.3969/j.issn.0253-4967.2011.02.005

2011-04-17收稿，2011-06-07改回。

科技部国际科技合作计划项目(2008DFA20860)、地震动力学国家重点实验室自主研究课题(LED2010A04)和我国地震重点监视防御区活动断层地震危险性评价项目共同资助。

* 通讯作者:陈杰，研究员，E-mail:chenjie@ies.ac.cn。

李涛，男，1985年生，2007年在吉林大学地球科学学院获学士学位，现为中国地震局地质研究所博士研究生，主要从事新构造、活动构造等方面的研究，电话:010-62009099，E-mail:litao.410@163.com。