青藏高原北缘三危山断裂晚第四纪以来的左旋走滑活动

云　龙　杨晓平　宋方敏　王　驹

1)核工业北京地质研究院， 中核高放废物地质处置评价技术重点实验室， 北京　100029 2)中国地震局地质研究所， 活动构造与火山重点实验室， 北京　100029



青藏高原北缘三危山断裂晚第四纪以来的左旋走滑活动

云龙1)杨晓平2)宋方敏2)王驹1)

1)核工业北京地质研究院， 中核高放废物地质处置评价技术重点实验室， 北京100029 2)中国地震局地质研究所， 活动构造与火山重点实验室， 北京100029

通过对三危山断裂沿线微地貌的实地调查， 发现山前主要分布2期冲洪积扇， 多呈上叠式排布。对比区域冲洪积扇的分布和形成年龄， 结合文中的光释光测年(OSL)结果， 认为三危山山前老冲洪积扇形成于晚更新世晚期至全新世早期。发育于冲洪积扇上的纹沟、 断裂通过的山脊被同步左旋位错， 最大和最小位错量分别为5.5m和1.7m， 但大多分布在3.0～4.5m之间。结合光释光测年(OSL)结果， 得出三危山断裂在距今1.4万a和2.0万a以来的左旋走滑速率分别为(0.33±0.04)mm/a和(0.28±0.03)mm/a。

晚更新世左旋走滑三危山断裂阿尔金断裂带青藏高原北缘

0　引言

新生代以来， 印度板块向欧亚板块的俯冲和碰撞导致了青藏高原的隆升(Molnaretal.， 1975， 1988； Tapponieretal.， 1976， 1982； Englandetal.， 1986； Zhangetal.， 2004)。阿尔金断裂作为青藏高原的西北边界， 其NE向的形变分配， 对解释青藏高原的动力学机制有重要意义(Molnaretal.， 1987， Meyeretal.， 1996； Zhangetal.， 2007)。目前， 对于阿尔金断裂的形变分配方式主要存在以下观点： 1)中新世中期， 沿断裂350余km的位移量主要通过物质的挤出实现， 断裂延伸进入蒙古、 俄罗斯， 甚至鄂霍茨克海地区(Worralletal.， 1996； Yueetal.， 1999， 2001a, 2001b； Brianetal.， 2005)； 2)断裂在东延至阿拉善块体南缘处， 以一簇 “帚”状断裂组的形式实现形变的分解(陈文彬等， 2006)； 3)断裂东段的形变主要通过祁连山、 大雪山等山体的隆升、 缩短(Zhangetal.， 2007)， 祁连山内部和边缘NWW向断裂的逆冲运动实现(Xuetal.， 2005)； 4)昌马盆地、 照壁山等旋转构造的顺时针运动对应变的吸收起到了一定的作用(王萍等， 2004a， 2006； 李海兵等， 2006)。然而， 以上观点多未提及阿尔金断裂的1条重要伴生分支——三危山断裂， 很少讨论该断裂在阿尔金断裂东段形变分配所扮演的角色。

图1　青藏高原东北缘主要断裂分布图Fig. 1　The distribution of faults in the northeastern margin of Tibet.F1红柳园断裂； F2疏勒河断裂； F3三危山断裂； F4巴兔山断裂； F5阿尔金断裂； F6大雪山断裂； F7昌马断裂； F8旱峡-大黄沟断裂； F9玉门断裂； F10新民堡断裂； F11阴洼山断裂； F12嘉峪关-文殊山断裂； F13黑山断裂； F14塔尔湾-登登山-池家刺窝断裂； F15红旗山断裂； F16中秋井-金庙沟断裂

三危山断裂位于青藏高原北缘， 是阿尔金断裂带的主要分支断裂(国家地震局“阿尔金活动断裂带”课题组， 1992)(图1)， 对其晚第四纪以来运动特征研究较少。张裕明等(1989)认为该断裂在早、 中更新世以倾滑逆冲运动为主， 晚更新世以来停止活动， 代之以三危山地区的间歇性区域抬升运动。然而， 现有的GPS和地质证据均显示， 阿尔金断裂东段晚第四纪以来以左旋走滑运动为主(Yinetal.， 2002)， 而非垂直运动。因此， 为了从活动构造角度研究三危山断裂晚第四纪以来的运动特征， 本文通过卫片解译、 野外实地调查等手段， 分析了三危山断裂晚第四纪的运动特征， 并尝试讨论该断裂在区域应变分配中的作用。

1　三危山断裂概述

三危山断裂位于青藏高原北缘， 河西走廊西端的三危山北麓(图1)。断裂西起西水沟， 向东经旱峡、 芦草沟、 十工口子， 东端至双塔水库附近， 长约150km， 走向65°， 倾向以SE为主， 倾角50°～70°。在卫星影像上， 断裂线性特征清晰。

根据断裂的几何展布方式， 可分为3段： 西水沟—东水沟段(Ⅰ)， 长约35km； 东水沟—十工口子西段(Ⅱ)， 长约65km； 十工口子西—双塔段(Ⅲ)， 长约50km。3条断裂段呈左阶或右阶排列(图2)。

图2　三危山断裂的几何展布图Fig. 2　Geometrical map of Sanwei Shan Fault.红色实线表示断裂位置； 白色线段代表断裂几何分段： Ⅰ 西水沟—东水沟段， Ⅱ 东水沟—十工口子西段， Ⅲ 十工口子西—双塔段； 黑色实线指示冲沟位置， 箭头表示河流方向； 白色实心圆点代表观察点位置和编号

2　三危山断裂的运动特征

三危山断裂南侧为基岩山区， 主要出露海西期花岗岩、 花岗闪长岩、 敦煌群黑云钾长片麻岩， 个别位置还出露少量龙凤山群角砾岩、 砂砾岩； 断裂的北侧分布第四纪洪积台地和冲洪积扇。地貌上， 沿断裂表现出明显的断层三角面， 断裂分布于三角面与洪积台地的接触边界(图3， 4a)。

2.1冲洪积扇的分布与分期

根据冲洪积扇的地貌形态、 规模和形成时代， 三危山山前主要分布2期冲洪积扇， 新冲洪积扇称为Fan1， 老冲洪积扇称为Fan2。沿三危山断裂， 规模较大的冲洪积扇主要分布于西水沟、 东水沟、 旱峡和芦草沟处(图2)， 属于Fan1。同期位于其他冲沟前缘的冲洪积扇在规模上比以上3处的小得多， 形态上呈狭长状， 扇面在卫片上呈灰褐色， 扇的顶部和中部切割老的洪积扇(Fan2)， 而洪积扇的下部则覆盖于Fan2扇面上， 主要以全新统砂砾石堆积为主。而规模较小的为位于山前的小型冲出锥， 这些冲出锥零星地分布于Fan2之间， 在卫片上呈黑褐色， 以片岩、 片麻岩砾石和砂土为主(图3)。

图3　三危山山前冲洪积扇分布与分期(图像来源于Google Earth)Fig. 3　The distribution and identification of the piedmont alluvial-pluvial fans of Sanwei Shan(photo from Google Earth).

以观察点Y09附近分布的冲洪积扇为例： 老冲洪积扇Fan2主要分布于山前大型冲沟的两侧， 被侵蚀、 切割， 形成冲洪积阶地， 往往构成冲沟两侧的T2阶地， 在卫片上扇体呈灰白色， 主要由晚更新世砾石层组成(图3)。

对于不同时期形成的多个冲洪积扇来说， 主要存在3类组合形式： 1)内叠(嵌入)式， 反映了山前断陷带的宽度很窄， 即隆升区和断陷区相距很近； 2)披盖(串珠)式， 反映了隆升区和断陷区相距很远， 山体抬升范围逐渐扩大； 3)上叠(埋藏)式， 反映了山体相对于山前持续上升(Han， 1985)。三危山山前分布的2期冲洪积扇主要以上叠式为主， Fan2形成后， 洪水侵蚀、 切割了Fan2， 形成了规模更大的Fan1， 这种组合方式说明更新世以来， 山体一直处于隆升状态。

2.2洪积扇面上纹沟的同步位错

野外调查发现， 被断错的纹沟主要分布在山前老冲洪积扇Fan2的扇面上， 纹沟在断裂穿过处发生同步的左旋肘状转弯。以流水线切线与断裂交点之间的距离作为纹沟的水平位移量。以下以3个观察点为例， 来说明纹沟的分布和位错特征。在观察点Y06处(图2， 4b)， 发育于老冲洪积扇Fan2上的纹沟在断裂穿过处发生左旋位错， 实测位移量(5.5±0.5)m。在观察点Y19(图2， 4c)， 三角面上的几条纹沟在断裂通过处汇聚并被左旋位错， 实测位移量为(3.4±0.5)m。在观察点Y20(图2， 4d)， 冲洪积扇Fan2上发育的2条相邻纹沟发生同步左旋位错， 实测位移量分别为 (3.6±0.3)m和(4.0±0.3)m。此外， 在其他观察点上也发现了纹沟被左旋位错， 位移量见表1。

图4　三危山断裂断层三角面和断错纹沟Fig. 4　Triangular facets and offset gullies across Sanwei Shan Fault.红色箭头代表断裂位置； 黄色箭头表示断裂运动方向； 黑色虚线表示纹沟位置和流向

表1　左旋断错纹沟位错与山脊断错位移统计表

Table1　The displacements of sinistral offset ridges and drainages

观察点断错地貌实测位移量/m经纬度备注Y01山脊左旋断错4.5±0.340°30'12.4″N,96°8'24.72″EY05纹沟左旋位错4.2±0.23.3±0.440°30'0.67″N,96°7'28.21″EY06纹沟左旋位错5.5±0.540°30'0.18″N,96°7'26.13″E采OSL样Y08纹沟左旋位错4.2±0.440°29'34.58″N,96°5'56.01″EY10纹沟左旋位错2.5±0.540°29'7.77″N,96°4'24.03″EY12山脊左旋断错2.4±0.340°29'7.77″N,96°4'24.03″EY13纹沟左旋位错2.8±0.41.7±0.240°29'7.77″N,96°4'24.03″EY15山脊左旋断错4.2±0.240°28'32.73″N,96°2'12.17″EY19纹沟左旋位错3.4±0.440°26'47.72″N,95°55'23.7″EY20纹沟左旋位错3.6±0.34.0±0.340°26'39.64″N,95°54'38.8″EY22纹沟左旋位错3.3±0.540°24'46.9″N,95°48'21.2″EY86纹沟左旋位错4.5±0.55.0±0.340°24'46.9″N,95°48'21.2″E采OSL样Y87山脊、纹沟、冲沟左旋位错3.2±0.23.4±0.33.0±0.42.8±0.240°38'20″N,95°23'34″E采OSL样

2.3山脊同步位错

除洪积扇上的纹沟发生左旋位错外， 分布于山前某些部位的山脊在断裂通过处也发生同步左旋断错， 同时在现场观察到断层槽谷。在观察点Y12(图2， 5a)， 纹沟一侧山脊在断裂通过处被左旋断错， 山脊线的实测水平位移为(2.4±0.3)m； 在观察点Y15(图2， 5b)， 山脊线被断裂左旋断错， 实测水平位移为(4.2±0.2)m。

图5　三危山断裂断错山脊Fig. 5　The offset ridge across Sanwei Shan Fault.红色箭头代表断裂位置； 黑色箭头表示断裂运动方向

图6　观察点Y86处的断错地貌及地质剖面(图像来源于Google Earth)Fig. 6　Microgeomorphology and outcrop at point Y86(photo from Google Earth).a Google Earth 影像， 黄色五角星指示采样位置； b 卫星影像解译图， 红色箭头指示断裂位置； c 采样点处剖面： ①灰褐色盐碱质胶结的中、 粗砂砾石层； ②灰黄色细砂层， 偶夹砾石； ③灰褐色松散粗砂、 细砂、 砾石层

2.4左旋位移量统计

对上述典型的断错地貌进行了分析。野外观察发现， 发育于山前的老冲洪积扇Fan2上的多条纹沟发生同步左旋位错， 将左旋位错纹沟和断错山脊的左旋位移进行统计(表1)。从表中数据可知， 左旋位移量分布在1.7～5.5m的区间内， 但大多位于3.0～4.5m之间。

3　断裂水平滑动速率的确定

由于老冲洪积扇Fan2以中粗砂和砾石为主， 仅在部分观察点能采集到细粒物质进行光释光测年， 因此， 以下用部分观察点的数据来确定断裂的水平位移速率。

3.1观察点Y06

在点Y06处(图2)， 老冲洪积扇Fan2上发育1条纹沟， 在经过断裂处被左旋错动(5.5±0.5)m。在图4b所示的黄色五角星位置， 位于纹沟一侧的阶地上开挖0.7m深的探坑， 在深0.5m处的细砂透镜体内取样， 经中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室测年(其余年龄结果均来自该实验室)， 光释光测年(OSL)的结果为(20.0±1.0)kaBP。假定该纹沟形成于Fan2洪积扇形成之后， 由此得出距今2万a以来， 该处断裂左旋走滑速率的最小值为(0.28±0.03)mm/a。

3.2观察点Y86

该处发育2级阶地， 其中， T1阶地发育于冲沟1和冲沟2两侧。冲洪积扇Fan2被侵蚀形成T2阶地， 冲沟2右岸T2阶地的拔河高度为2.6～3.3m， 阶地内发育1条纹沟， 但没有明显被断错的痕迹； 左岸T2阶地拔河高度约为4m， 阶地上发育的2条纹沟均被断裂左旋同步断错， 错距分别为(4.5±0.5)m和(5.0±0.3)m， 平均左旋位移量为(4.75±0.4)m(图6a， b)。在左岸沟壁的砂砾层内发育1组走向75°， 倾向SE， 倾角在73°～75°的断层(图6c)。剖面上， 层③内发育1层厚3～4cm的含黏土细砂层， 该层被断层(F1， F2和F3)错断， 垂直错距为3～4cm。在层③内取细砂样进行光释光测年(OSL)， 结果为(14.21±1.21)kaBP， 由此得出距今1.4万a以来， 该处断裂左旋位移速率的最小值为(0.33±0.04)mm/a。

3.3观察点Y87

该处发育3条冲沟， 其中， 冲沟1前缘的第四系被开挖， 形成近长方形的挖掘坑。冲沟1、 冲沟2和冲沟3的两岸均发育T1阶地， T1阶地两侧的老冲洪积扇Fan2被侵蚀形成T2阶地。冲沟1和冲沟2间的山脊被断裂左旋错断， 错距为(3.2±0.2)m； 冲沟2左岸T1阶地上发育的纹沟被断裂左旋位错， 错距为(3.4±0.3)m； 冲沟3被断裂左旋位错， 错距为(3.0±0.4)m； 冲沟3左岸T2阶地发育的1条纹沟错断后被废弃， 随后形成新的纹沟， 测量得到的位错量为(2.8±0.2)m(图7a， b)。以上4处的平均位移量为(3.1±0.3)m。在冲沟3右岸沟壁的剖面上(图7c)， 发育1组走向60°， 倾角40°～72°的逆冲断层。断层断错了砂砾石层(层②和层③)， 垂直位错量为3～5cm。在层②取中-细砂样进行光释光测年(OSL)， 结果为(32.86±2.79)kaBP， 由此得出距今3.2万a以来， 该处断裂左旋走滑速率的最小值为(0.1±0.02)mm/a。

图7　观察点Y87处的断错地貌及地质剖面(图像来源于Google Earth)Fig. 7　Microgeomorphology and outcrop at point Y87(photo from Google Earth).a Google Earth 影像， 黄色五角星指示采样位置； b 卫星影像解译图， 红色箭头指示断裂位置； c 采样点处剖面： ①灰黄色盐碱质胶结的细砂层； ②灰褐色松散中-细砂层； ③土黄色盐碱质砾石层

综上， 点Y87处的OSL样品由于颗粒较粗， 为混合样， 测得的年龄比实际年龄老， 计算出的走滑速率偏小。因此， 在计算左旋走滑速率时， 仅作为参考， 主要依据其他2处的计算结果。因此， 得出三危山断裂距今1.4万a和2.0万a以来的左旋走滑速率的最小值分别为(0.33±0.04)mm/a和(0.28±0.03)mm/a。

4　讨论

根据近年来对古里雅冰芯、 青藏高原古植物、 湖泊、 孢粉等多方面的研究结果， 在末次冰期大间冰阶的晚期(距今40～30ka)， 青藏高原及周边气候异常地温暖湿润， 气温可能比现在高2～4℃， 高原及邻区出现大范围、 丰沛的降雨(姚檀栋等， 1997； 施雅风等， 2002， 2009； 杨保等， 2003)。贾玉连等(2001， 2004)基于黄土/古土壤序列和湖相沉积序列的研究， 将这一间冰阶的时限推至距今40～24ka， 并发现在距今14～4ka高原及周边还经历了1次环境湿润期。同时， 古里雅冰芯的记录显示， 在经历了距今12.2～10.5ka的新仙女木期(YD)事件后， 在短短的100a时间里温度上升的幅度达12℃以上(杨志红等， 1997)。综上所述， 从晚更新世晚期至全新世早期， 在青藏高原内部及其周边地区的气候和温度存在剧烈变化， 其中某些时段内温度快速上升、 气候湿润和降雨量丰沛等条件， 有利于在河西走廊和周边地区形成大面积的冲洪积扇。

在野外调查过程中， 并未观察到规模较大的冲沟有明显的左旋断错， 而左旋位移的证据主要集中分布在山前老冲洪积扇(Fan2)上， 其上的的纹沟和小山脊被断错。分析认为， 其主要原因与该地区剧烈的气候变化有关。如上文所述， 晚更新世以来， 河西走廊及周边地区经历了几次剧烈的气候变化。1个气候转换周期有利于大规模冲洪积扇的形成， 然而当进入下1个气候转换周期后， 老1期的冲洪积扇被侵蚀、 切割， 新冲洪积扇叠加于老冲洪积扇之上。伴随这个过程， 原来分布于大冲沟的累积断错证据被侵蚀。因此， 只有分布于老冲洪积阶地的一些小的断错纹沟或小山脊得以保留。

本文断裂左旋位移速率的确定是基于纹沟形成于阶地面废弃之后这一假设， 因此， 断裂左旋位错发生的时间要晚于阶地的废弃年龄。然而， 由于一些累积位移证据的破坏， 计算使用的左旋错距可能小于实际错距。由此， 综合2方面的因素， 本文给出的断裂左旋位移速率小于真实的位移速率。

根据已有的GPS观察结果和晚第四纪地质资料(Bendicketal.， 2000; Shenetal.， 2000; Wangetal.， 2001; Xuetal.， 2001; Zhangetal.， 2007)， 阿尔金断裂中段的左旋走滑速率为(7.5±2)mm/a左右； 沿断裂向E， 左旋走滑速率在肃北附近为(11±3.5)mm/a、 石包城附近为(5.5±2)mm/a、 疏勒河口为(2.2±0.2)mm/a、 东端宽滩山段仅为(1.4±0.4)mm/a， 呈现逐渐递减的趋势(Xuetal.， 2005)。结合本文的研究结果， 三危山断裂作为阿尔金断裂东段外侧的1条伴生分支断裂， 其左旋滑动速率仅 0.3mm/a左右， 比宽滩山段的速率小。数据说明： 一方面， 三危山断裂的滑动速率符合沿阿尔金断裂由中段向东段逐渐递减的趋势； 另一方面， 三危山断裂承担了阿尔金断裂向E扩展中的一小部分变形量。对比区域其他资料， 可知晚第四纪以来青藏高原北缘的形变可能还是主要通过祁连山的隆升、 缩短以及山体两侧盆地的断陷来实现的。

5　初步认识

通过对青藏高原北缘三危山断裂微地貌的实地调查， 对断裂在晚第四纪以来的左旋走滑特征进行了讨论， 初步取得以下认识：

(1)三危山断裂沿断层三角面与第四系的边界线性分布， 山前主要发育2期冲洪积扇， 多呈上叠式排布。结合本文以及其他区域资料， 老冲洪积扇形成于晚更新世晚期至全新世早期。

(2)断裂左旋错断了山脊和老冲洪积扇面上分布的纹沟， 测量结果显示， 左旋位错量分布在1.7～5.5m之间， 但大多位于3.0～4.5m之间。

(3)根据实测左旋位移量和老冲洪积扇近地表的测年结果， 给出断裂在距今1.4万a和2.0万a以来的左旋走滑速率的最小值分别为(0.33±0.04)mm/a和(0.28±0.03)mm/a。

致谢谨以此文纪念不幸离世的陈献程老师， 他在三危山断裂活动性调查中做出了不可忽视的贡献。黄雄南副研究员、 李安博士、 黄伟亮博士和李胜强硕士参加了部分野外工作， 王昌盛助理工程师对光释光样品进行了测年工作， 这里一并感谢。

陈文彬， 徐锡伟. 2006. 阿拉善地块南缘的左旋走滑断裂与阿尔金断裂带的东延 [J]. 地震地质， 28(2)： 319—324.

CHEN Wen-bin， XU Xi-wei. 2006. Sinistral strike-slip fault along the southern Alashan margin and eastwards extending of the Altun Fault [J]. Seismology and Geology， 28(2): 319—324(in Chinese).

曹兴山. 2010. 甘肃第四纪沉积物的成因类型及特征 [J]. 甘肃地质， 19(4)： 31— 40.

CAO Xing-shan. 2010. Genetic types and characteristic of Quaternary sediments in Gansu Province [J]. Gansu Geology， 19(4)： 31— 40(in Chinese).

曹兴山， 屈君霞， 赫明林， 等. 2004. 甘肃第四纪地层的划分 [J]. 甘肃地质学报， 13(1)： 16—37.

CAO Xing-shan， QU Jun-xia， HE Ming-lin，etal. 2004. The stratigaphic division of the Quaternary in Gansu [J]. Acta Geologica Gansu， 13(1)： 16—37(in Chinese).

国家地震局“阿尔金活动断裂”课题组. 1992. 阿尔金活动断裂带 [M]. 北京： 地震出版社.

The Research Group on “Altyn Tagh Active Fault Zone”， State Seismological Bureau. 1992. Altyn Tagh Active Fault Zone [M]. Seismological Press， Beijing(in Chinese).

贾玉连， 施雅风， 马春梅， 等. 2004. 40kaBP来亚非季风演化趋势及青藏高原泛湖期 [J]. 地理学报， 59(6)： 829—840.

JIA Yu-lian， SHI Ya-feng， MA Chun-mei，etal. 2004. Comparison of palaeoclimatic oscillations in Asian and African monsoon areas since 40kaBP and pan-lake period of Tibetan plateau [J]. Acta Geographic Sinica， 59(6)： 829—840(in Chinese).

贾玉连， 施雅风， 王苏民， 等. 2001. 40ka以来青藏高原的4次湖涨期及其形成机制初探 [J]. 中国科学(D 辑)， 44(S1)： 241—251.

JIA Yu-lian， SHI Ya-feng， WANG Su-min，etal. 2001. Lake-expanding events in the Tibetan plateau since 40ka [J]. Science China (Ser D)， 44(S1): 241—251(in Chinese).

李海兵， 洋经绥， 许志琴， 等. 2006. 阿尔金断裂带对青藏高原北部生长、 隆升的制约 [J]. 地学前缘， 13(4)： 59—79.

LI Hai-bing， YANG Jing-sui， XU Zhi-qin，etal.， 2006. The constraint of the Altyn Tagn Fault system to the growth and rise of the northern Tibetan plateau [J]. Earth Science Frontiers， 13(4): 59—79(in Chinese).

施雅风， 贾玉连， 于革， 等. 2002. 40—30kaBP 青藏高原及邻区高温大降水事件的特征、 影响及原因探讨 [J]. 湖泊科学， 14(1)： 1—11.

SHI Ya-feng， JIA Yu-lian， YU Ge，etal. 2002. Features， impacts and causes of the high temperature and large precipitation event in the Tibetan plateau and its adjacent area during 40-30kaBP [J]. Journal of Lake Science， 14(1)： 1—11(in Chinese).

施雅风， 赵井东. 2009. 40～30kaBP中国特殊暖湿气候与环境的发现与研究过程的回顾 [J]. 冰川冻土， 31(1)： 1—10.

SHI Ya-feng， ZHAO Jing-dong. 2009. The special warm-humid climate and environment in China during 40～30kaBP: Discovery and review [J]. Journal of Glaciology and Geocryololgy， 31(1)： 1—10(in Chinese).

王萍， 卢演俦， 陈杰. 2004a. 阿尔金断裂东端的旋转构造及其动力学意义 [J].中国地震， 20(2)： 134—142.

WANG Ping， LU Yan-chou， CHEN Jie. 2004a. Tectonic transformation in the eastern part of the Altun Fault [J]. Earthquake Research in China， 20(2): 134—142(in Chinese).

王萍， 卢演俦， 陈杰. 2004b. 阿尔金断裂带东段晚更新世阶地沉积物红外释光测年及其构造意义 [J]. 地震地质， 26(4)： 716—726.

WANG Ping， LU Yan-chou， CHEN Jie. 2004b. Optical stimulated luminescence(OSL)dating of late Pleistocene terrace deposits in the eastern segment of the Altyn Tagn Fault and its tectonic implication [J]. Seismology and Geology， 26(4): 716—726(in Chinese).

王萍， 王增光， 雷生学， 等. 2006. 阿尔金断裂东端破裂生长点的最新构造变形 [J].第四纪研究， 26(1)： 108—116.

WANG Ping， WANG Zeng-guang， LEI Sheng-xue，etal. 2006. The latest tectonic deformation at the growing point of a new fracture on the eastern tip of the Altyn Tagh Fault [J]. Quaternary Science， 26(1): 108—116(in Chinese).

杨保， 施雅风. 2003. 40～30kaBP中国西北地区暖湿气候的地质记录及成因探讨 [J]. 第四纪研究， 23(1)： 60— 68.

YANG Bao， SHI Ya-feng. 2003. Warm-humid climate in Northwest China during the period of 40～30kaBP: Geological records and origin [J]. Quaternary Sciences， 23(1)： 60— 68(in Chinese).

杨志红， 姚檀栋， 皇翠兰， 等. 1997. 古里雅冰芯中的新仙女木期事件记录 [J]. 科学通报， 42(18)： 1975—1978.

YANG Zhi-hong， YAO Tan-dong， HUANG Cui-lanetal. 1997. Younger Dryas event recorded in Guliya ice core [J]. Chinese Science Bulletin， 42(18): 1975—1978(in Chinese).

姚檀栋， Thompson L G， 施雅风， 等. 1997. 古里雅冰芯中末次间冰期以来气候变化记录研究 [J]. 中国科学(D 辑)， 27(5)： 447— 452.

YAO Tan-dong， Thompson L G， SHI Ya-feng，etal. 1997. Climate variation since the last interglaciation recorded in the Guliya ice corn [J]. Science China(Ser D)， 25(5): 447— 452(in Chinese).

张裕明， 柳覃卓. 1989. 敦煌三危山断层： 一条无强震的第四纪活动断 [J]. 中国地震， 5(3)： 37— 48.

ZHANG Yu-ming， LIU Tan-zhuo. 1989. The Sanweishan Fault: A Quaternary active fault without large earthquakes [J]. Earthquake Research in China, 5(3): 37— 48(in Chinese).

Bendick R， Bilham R， Freymueller J T，etal. 2000. Geodetic evidence for a low slip rate in the Altyn Tagh Fault system [J]. Nature， 42: 69—72.

Brian J D， Bradley D R， Yue Y J，etal. 2005. Did the Altyn Tagh Fault extend beyond the Tibetan plateau？ [J]. Earth and Planetary Science Letters， 240: 425— 435.

England P， Houseman G. 1986. Finite strain calculations of continental deformation: Comparison with the India-Asia collision [J]. J Geophys Res， 91: 3664—3667.

Han M K. 1985. Tectonic geomorphology and its application to earthquake prediction in China [R]. Tectonic Geomorphology， the Binghamton Symposia: International series No.15.

Meyer B， Tapponnier P， Gaudemer Y，etal. 1996. Rate of left-lateral movement along the easternmost segment of the Altyn Tagh Fault， east of 96°E(China)[J]. Geophys J Int， 124: 29— 44.

Molnar P. 1988. Continental tectonics in the aftermath of plate tectonics [J]. Nature， 335(6186): 131—137.

Molnar P， Burchfiel B C， Liang K，etal. 1987. Geomorphic evidence for active faulting in the Altyn Tagh and qualitative estimates of its contribution to the convergence of the India and Eurasia [J]. Geology， 15: 249—253.

Molnar P， Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision [J]. Science， 189: 419— 426.

Tapponnier P， Molnar P. 1976. Slip-line field theory and large-scale continental tectonics [J]. Nature， 264: 319—324.

Tapponnier P， Peltzer G， Le Dain A Y，etal.， 1982， Propagating extrusion tectonics in Asia: New insights from simple experiments with plasticine [J]. Geology， 10(12): 611— 616.

Wang Q， Zhang P Z， Jeffrey T，etal. 2001. Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements [J]. Science, 294: 574—577. doi: 0.112,6/1063647.

Worrall D M， Kruglyak V， Kunst F，etal. 1996. Tertiary tectonics of the Sea of Okhotsk， Russia: Far-field effects of the India-Eurasia collision [J]. Tectonics， 15: 813—826.

Xu X W， Tapponnier P， Van Der Woerd J，etal. 2005. Late Quaternary sinistral slip rate along the Altyn Tagh Fault and its structural transformation model [J]. Science in China(Ser D)， 48(3): 384—397.

Yin A， Rumelhart P E， Butler R，etal. 2002. Tectonic history of the Altyn Tagh Fault system in northern Tibet inferred from Cenozoic sedimentation [J]. GSA Bulletin， 114(10): 1257—1295.

Yue Y J， Liou J G. 1999. Two-stage evolution model for the Altyn Tagh Fault， China [J]. Geology， 27: 227—230.

Yue Y J， Liou J G， Graham S A. 2001a. Tectonic correlation of Beishan and Inner Mongolia orogens and its implications for the palinspastic reconstruction of North China [J]. Geol Soc Am Mem， 194: 101—116.

Yue Y J， Ritts B D， Graham S A. 2001b. Initiation and long-term slip history of the Altyn Tagh Fault [J]. International Geology Review， 43: 1087—1093.

Zhang P Z， Molnar P， Xu X W. 2007. Late Quaternary and present-day rates of slip along the Altyn Tagh Fault， northern margin of the Tibetan plateau [J]. Tectonic， 26， TC5010：1—24. doi: 10.1029/2006TC002014.

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

Zheng W J， Zhang P Z， Ge W P，etal. 2013. Late Quaternary slip rate of the South Heli Shan Fault(northern Hexi Corridor， NW China)and its implications for northeastward growth of the Tibetan plateau [J]. Tectonics， 32: 271—293.

Abstract

Sanwei Shan Fault is located in the north of Tibet， which is a branch of eastern segment of Altyn Tagn fault zone. This fault is distributed along the boundary of fault facet and the Quaternary， with the total length of almost 150km. The fault is a straight-line structure read from the satellite image. Based on the spatial distribution of the fault， three segments are divided， namely， Xishuigou-Dongshuigou segment， Dongshuigou-West Shigongkouzi segment and West Shigongkouzi-Suangta segment， these three segments are distributed by left or right step.

Though field microgeomorphology investigation along Sanwei Shan Fault， it has been found that two periods of alluvial-pluvial fans are distributed in front of Sanwei Shan Mountain， most of which are overstepped. Comparing the distribution of alluvial-pluvial fans with their formation age in the surrounding regions， and meanwhile， taking the results of optical stimulated luminescence(OSL)dating， it’s considered that the formation age of the older alluvial-pluvial fans， which are distributed in northern Qilian Shan， inside of Hexi Corridor and western Hexi Corridor(including the Sanwei Shan piedmont fans)， is between later period of late Quaternary and earlier period of Holocene. The gullies on the older fan and ridges have been cut synchronously. The maximum and minimum sinistral displacement is 5.5m and 1.7m， but majority of the values is between 3.0～4.5m. Taking the results from the OSL dating， we conclude that the minimum sinistral strike-slip rate is(0.33±0.04)mm/a since 14 kaBP and(0.28±0.03)mm/a since 20 kaBP.

LATE QUATERNARY SINISTRAL STRIKE-SLIP ACTIVITIES OF SANWEI SHAN FAULT IN THE NORTH OF TIBETAN PLATEAU

YUN Long1)YANG Xiao-ping2)SONG Fang-min2)WANG Ju1)

1)KeyLaboratoryonGeologicalDisposalofHigh-levelRadioactiveWaste，BeijingResearchInstituteofUraniumGeology，ChinaNationalNuclearCorporation，Beijing100029，China2)KeyLaboratoryofActiveTectonicsandVolcano，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China

late Pleistocene， sinistral strike-slip， Sanwei Shan Fault， Altyn Tagn Fault， northern margin of Tibetan plateau

2015-07-21收稿， 2016-04-22改回。

国家自然科学基金(41572195)与“甘肃北山旧井地区活动断裂的形成及其地震危险性评价”项目共同资助。

P315.2

A

0253-4967(2016)02-434-13

云龙， 男， 1985年生， 2014年在核工业北京地质研究院获博士学位， 工程师， 主要从事活动构造在高放废物处置库选址中的应用研究， 电话： 010-84856538， Email： yunl1985@126.com。

doi:10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.02.016