焉耆盆地北缘哈尔莫敦背斜区的活动断裂及其形成机制

李 安 杨晓平 黄伟亮 伊力亚尔

1)中国地震局地质研究所，国家地震活动断层研究中心，北京 100029

2)新疆维吾尔自治区地震局，乌鲁木齐 830011

焉耆盆地北缘哈尔莫敦背斜区的活动断裂及其形成机制

李 安1)杨晓平1)黄伟亮1)伊力亚尔2)

1)中国地震局地质研究所，国家地震活动断层研究中心，北京 100029

2)新疆维吾尔自治区地震局，乌鲁木齐 830011

逆断裂-背斜是天山地区一种重要构造形式。对逆断裂-背斜区中的活动断裂和背斜之间的组合关系和形成机制的探讨，有利于帮助我们认识在挤压应力作用下形成的构造系统。焉耆盆地北缘哈尔莫敦背斜是盆地北缘断裂向盆地内扩展的新生逆断裂-背斜。背斜主逆断裂以30°左右的倾角向盆内逆冲，现今构造运动强烈。通过对哈尔莫敦背斜航片解译和陡坎剖面测量以及对断层的探槽开挖，认识到在横穿背斜河流的各级阶地(地貌面)上，形成了3种具有不同性质的断裂，分别为背斜前翼(南翼)前的主逆断裂、背斜前翼(南翼)上的反冲逆断裂和背斜顶部的弯矩正断裂。主逆断裂在T1阶地上形成了3条断层陡坎，高度分别为4m、0.8m和1.8m;在T2阶地上只形成1条16m的高陡坎。反冲逆断裂在T2阶地面上形成了2～4条反向陡坎，高度可达4m。弯矩正断裂在背斜顶部除T1以外的各级阶地上形成了最多10条的陡坎，单条陡坎高度可达14.5m。阶地越老，断层陡坎总高度也越大。分析3种断裂的成因认为:主逆断裂控制着哈尔莫敦背斜的发育;反冲逆断裂协助释放挤压应力，反冲逆断裂和主逆断裂之间部分被挤出;变形背斜褶皱核部顶端产生局部张应力环境，形成弯矩正断裂。反冲断裂和主逆断裂属于同期发育，但二者规模相差数倍，弯矩正断裂与褶皱变形同期发育，伴随着褶皱变形的起始，同步开始由背斜顶面向下逐步扩展生长。

逆断裂 弯矩断裂 反冲断裂 活动背斜 形成机制 焉耆盆地

0 引言

印度板块和欧亚板块在早新生代发生碰撞，其后对欧亚板块向北推挤持续至今，目前这一作用正广泛地影响着青藏高原及其周边，乃至欧亚大陆内部的地质构造演化。这是地球演化史中极其重要的阶段，在这个时期中形成了被称为“世界屋脊”的青藏高原和帕米尔高原等。碰撞之后的挤压应力也对天山内陆造山带产生了巨大影响，使其成为世界上构造运动最为强烈的内陆造山带之一(Molnar et al.，1975，1978，1989;Tapponnier et al.，1977，1978;Avouac et al.，1993;Fu et al.，2003;Royden，2008)。正是这种板块间汇聚作用影响着中国西部甚至整个中亚的地形地貌发育，同时也控制着这些地区地质构造的演化和破坏性地震的发生(Molnar et al.，1975;Tapponnier et al.，1977;王琪等，2000;王晓强等，2005)。自南天山地区有历史地震记录以来(1853年)，发生6级以上地震58次，7级以上地震7次，8级以上地震1次(1902年阿图什8y4级)，表明这一地区构造活动强烈(陈祥玉，1988)。现今的GPS观测数据显示，帕米尔高原和塔里木板块向N运动速率约20mm/a，而中天山向NE运动速率约9.6mm/a，南天山地区每年吸收了约10mm的地壳缩短量(王琪等，2000;王敏等，2003;王晓强等，2005)，也预示着南天山地区是一个大地震频发和构造运动强烈，需要重点关注的地区之一。

目前不少学者对于新生代以来天山的变形样式、变形强度的空间分布和起始时间进行了研究，也得到了一定的认识。地球物理学和地质学研究结果表明，天山主要的变形分布在造山带内和山前坳陷内的众多近EW向的逆断裂-褶皱带，并且这种变形空间分布不均匀，呈现出南强北弱，西强东弱的特征(邓起东等，2000;杨晓平等，2008)。通过测量和定年，初步得到了南北天山山前的一些逆断裂-褶皱带晚第四纪以来的地壳平均缩短速率范围在2.3～17.3mm/a之间。这些结果大多与GPS观测数据相吻合。塔里木块体东北部与天山接触部位具有2.9～6mm/a的地壳缩短速率(Avouac et al.，1993;王敏等，2003;王晓强等，2005)。焉耆盆地是吸收这部分缩短量的区域之一。位于焉耆盆地北缘的和静逆断裂-褶皱带是该盆地的主要活动断裂。

和静逆断裂-褶皱带中段的哈尔莫敦背斜发育了多条断裂，包括主逆断裂、反冲断裂和弯矩正断裂。前人对类似的构造形式有过一些研究，如1980年阿尔及利亚的阿斯兰MS7.3地震，对于地震地表破裂带的不同样式的破裂形式进行了研究，提出了活动褶皱带发生强烈地震时出现多种形式地震断层的破裂形式(Philip et al.，1983);Yeats(1986)对由挤压应力状态下形成的复杂破裂形式进行了系统归类分析。类似的弯矩断裂在祁连山也有发现(Meyer，1991)。

我们希望通过野外地质考察得到的断裂活动情况，使用高精度差分GPS对褶皱带内哈尔莫敦背斜的各级阶地(冲积扇面)进行精确测量(误差控制在10cm)获得的褶皱变形程度参数，尝试对和静逆断裂-褶皱带哈尔莫敦背斜的构造样式和形成机制进行探讨。

1 构造背景

和静逆断裂-褶皱带位于南天山东段的焉耆盆地内。该盆地被库鲁克塔格和天山围限，是南天山东部的一个重要的山间盆地，盆地形态呈菱形，东西长约200km，南北宽约100km(图1)。对于其原型盆地成因许多学者提出了不同的解释，存在较多的争议。3种主流观点分别认为焉耆盆地是断陷盆地(靳久强等，1999;吴富强等，1999a，b;张抗等，1999;刘新月等，2002;蔡佳等，2008)、类前陆盆地(陈文礼，2003;姚亚明等，2003;袁政文，2003;陈建军等，2007)或拉分盆地(郭召杰等，1995)。尽管在形成机制上存在分歧，但这些观点大多认为盆地最初形成于中生代，且受天山变形控制。新生代以来，天山的新构造活动使得焉耆盆地进一步坳陷，新生代沉积层厚度达到3,500m(刘新月等，2002)。现今构造应力呈现SN向挤压兼有走滑状态，形成盆地南北缘断裂向坳陷内对冲的构造格局(图1a)。在焉耆盆地南北缘均发育全新世活动断裂(图1b)，南缘开都河断裂以走滑为主，平均右旋走滑速率约8mm/a;垂直位移速率约1mm/a。全新世冲沟被错断或右旋拐弯，其具备发生7级以上大地震的能力(郭建明等，2003;林爱明等，2003)。

图1 焉耆盆地地质概况图和地质剖面(概况图据林爱明等，2003修改)Fig.1 The geological map and profile of Yanqi Basin.

焉耆盆地北缘发育一系列向南逆冲的推覆构造，它们发育在不同的地层中，但其构造形态及其运动学特征基本一致。盆地北缘山麓可见若干条向南逆冲的叠瓦状断层系，断层带中心常常发育几十cm厚的胶结松散的断层角砾岩。其角砾排列方式及断层面上方解石束的生长方向等均指示由北向南的推覆(邓起东等，2000)。焉耆盆地北缘断裂在和静县北新生了一条长达80km、宽度5～8km、近EW向展布的逆断裂-褶皱带。带内发育5个次级背斜，自西向东分别为夏尔木登背斜、哈尔莫敦背斜、阿尔夏特背斜、其根额勒背斜和浩特哈那背斜(图1)。背斜的发育程度自西向东逐渐减弱(黄伟亮等，2011)，最西段的夏尔木登背斜核部出露上新世泥岩，与戈壁面高差约300m;最东段的其根额勒背斜与戈壁面高差仅4.5m。夏尔木登背斜和哈尔莫敦背斜南翼出露主逆断裂和反冲断裂，其他3个背斜以褶皱变形为主。

2 哈尔莫敦背斜的几何形态

哈尔莫敦背斜轴向近EW，两翼地层不对称。南翼陡，倾向南，倾角达65°;北翼缓，倾向北，倾角在6°～10°(图2)。背斜中部发育5级阶地面(冲积扇面)。除T1沉积全新世地层外，其他阶地面沉积晚更新统砾石层(Q3P)，为灰白色的砂砾石层，厚度一般为3～5m(图2)，不整合覆盖在独山子组和西域砾岩之上。砾石层磨圆好，分选差。砾石直径5～40cm不等，其间被粗砂和细砾石充填。其下不整合接触的下更新统西域砾岩(Q1P)为灰色砾岩，胶结很好，砾石磨圆较好。哈尔莫敦背斜主逆断裂产状北倾30°左右，错断了T1和T2阶地。在高河漫滩上也有新近破裂的断层陡坎，可见断裂全新世活动强烈。

图2 哈尔莫敦背斜地质剖面Fig.2 The geologic profile of the Haermodun anticline.

3 哈尔莫敦背斜的活动断裂

哈尔莫敦背斜发育了3种不同性质的活动断裂，分别为主逆断裂、反冲逆断裂和弯矩正断裂。

3.1 主逆断裂

哈尔莫敦背斜中段主逆断裂出露良好，在不同的地貌面上都保存了逆冲断裂陡坎 (图3)。在T1阶地上，主逆断裂形成3条近于平行、EW向延伸的断裂陡坎。自南向北3条陡坎测量高度分别为4m、0.8m和1.8m。这3条陡坎向东延伸并在T2阶地上合并为1条高达16m的断层陡坎。在3条主逆断裂上开挖的探槽揭露断层倾角为15°～30°(图4～6)。探槽中揭露的地层具有很好的一致性。主要可分为3套地层，分别为U3含砂质的粗砾石层，粒径在10～15cm，层中常存在砂质透镜体，透镜体中的14C测年结果为(3 390±40)a BP;U2为含砂质的小砾石层，粒径多在5cm左右，偶尔有略大的砾石，14C测年结果为(1 690±40)a BP;U1为近地表土层和表土层，14C测年结果为(800±40)a BP。

主逆断裂南侧一支陡坎高度达到4m，实测的最南侧陡坎地形中，T1阶地的现代次级冲沟的微型阶地上，还有高0.25～0.3m的最新断层陡坎(图4)。与之对应，该断裂在现代高河漫滩上形成的断裂陡坎高度也在0.35～0.5m。高漫滩地表下0.5m砾石层植物茎14C样品定年结果为(150±40)a BP和(60±40)a BP。基本可以断定在近代发生过一次可产生地表破裂的大地震。

在图4中P3剖面位置开挖了探槽，探槽揭露地层如下:

U1 褐红色地表土层;

U2 灰褐色含砂砾石层，粒径一般在5～10cm，个别可达到15cm，砾石磨圆一般;下盘颜色略红，含砂量高，砾石粒径略小，结构松散，陡坎前1.5m处水平层理有膝折变形，应该为地震造成的变形;

图3 哈尔莫敦各断裂陡坎分布及其测量剖面位置Fig.3 Scarps distribution map of the Haermodun anticline and sites of topographic profiles.

U3 灰褐色砾石层，粒径一般在10～15cm，下部稍粗，在15～20cm，胶结较好，个别可达到30cm，分选差，磨圆一般，中部夹有两个堆叠在一起的粉细砂透镜体，透镜体内有层理发育。下侧透镜体层理变形，倾向南，上部透镜体中层理基本未变形，有一定胶结。根据粒径大小和胶结情况，上盘地层可细分为两层，U3-2较松散，粒径一般10cm左右，个别可达到30～40cm;U3-1粒径一般15cm左右，有一定胶结，砾石空隙间含较多的细砂。

A被错断的老残留崩积楔，粉细砂，含少量小砾石，粒径一般1～2cm，被断层错断;

B崩积楔，含小砾石细砂，高0.5～0.6m;

断层带，砾石定向排列，极松散，断层产状N∠15°;

图4 南侧主断裂陡坎实测地形及探槽剖面Fig.4 The topographic profile of south scarp and the trench across the main fault.

探槽中揭露至少2次，可能存在3次古地震事件。在断层带下盘可见上下2个坎前堆积楔体A和B，楔体A被断层带再次错断，残留高度约1.1m，上部的坎前堆积楔体B高度约0.5m，探槽南段的砾石层U3中，粉细砂透镜体中层理发生倾斜，南倾10°～15°，但其下伏砾石层中并看不到明显的砾石定向或其他的地震造成的变形，考虑到在此处断层倾角很低，可能以“推土机”式作用造成砂质透镜体层理的掀斜。楔体A和B分别为2次古地震事件形成的崩积楔，同时探槽东侧T1阶地上的冲沟内小阶地上的地表陡坎预示了更新一次古地震事件 (图4)。从残留的崩积楔大小上分析，形成崩积楔A的第1次古地震强度很高，根据地震垂直位移量一般为被再次错断后残留的崩积楔高度的2～3倍估计(Tsukuda，1993)，第1次古地震事件的垂直位移量为2～3m，缩短量5～8m。

主逆断裂中间一支陡坎坡角缓，近EW延伸长度仅有500m左右，陡坎高0.8m(图5)。探槽揭露地层如下:

U1 褐红色表层土夹小砾石，粒径2～5cm;

图5 主逆断裂中间陡坎实测剖面及探槽Fig.5 The topographic profile of middle scarp and the trench across the main fault.

U3 灰褐色粗砂砾石层，上部粒径一般5～10cm，个别15～20cm，有钙质胶结现象，夹中砂或细砂透镜体;下部松散，粒径一般10～15cm，个别30～40cm，整层为由上至下粒径略有变粗、砾石定向排列的断层带，断层产状350°∠25°～35°，断层错动了U2层中细砂透镜体，使透镜体变形成“S”型。

探槽中记录了1次古地震事件，垂直位错量约0.3m，可能是某次古地震事件的次级破裂。该次古地震发生在U1之后，从强度上考虑更可能为南侧陡坎探槽中形成崩积楔A的事件。

北侧的主逆断层陡坎延伸长度约1km，坎高1.7～1.8m(图6)。探槽揭露地层如下:

U1 表层褐红色含粗砂中砾石层;

U2 灰白色或灰褐色含砂土较多的砂砾石层，粒径一般5～10cm;

U3 灰褐色粗砾石层，粉土含量较高，粒径一般10～15cm，个别可达30～40cm，上部松散，随深度逐渐密实;下部胶结略好且颜色稍发白;上盘中还可分3个亚层。U3-1为灰褐色砂砾石层，含粗砂量较大，胶结较好;U3-2为浅灰褐色粗砾石层，砂含量高，钙质胶结;U3-3灰褐色粗砾石层，粒径一般10～15cm，个别可达30cm，松散;

U4-1 灰褐色中粗砾石层，粒径一般10～15cm，个别达50cm，砾石岩性以砂岩为主，个别为花岗岩;

U4-2 褐色细砾石层，粒径一般0.5～1.5cm，粗砂含量很高，钙质胶结;

A灰白色楔状的断层坎前堆积，成分为粉土和细砂，含少量砾石，粒径3～5cm，局部极松散，微细层理发育，被断层带二次错断;

断层带:带中 U3和 U4砾石层弯曲变形，砾石松散易塌落，宽1.5m左右，断层产状350°∠30°，断层带边界含粗砂较多;

可以辨认出该探槽中有2次古地震事件，第1次事件发生在U2形成以后，形成断层坎前堆积A，第2次事件将其再次错断，根据坎前堆积厚度估计，第1次事件垂直位错量在1m左右;据坎前堆积错断量初步估计，第2次事件垂直位移0.5～0.6m。

图6 北侧主断裂陡坎实测地形剖面和探槽Fig.6 The topographic profile of the north scarp and the trench across the main fault.

图7 T2阶地上主断裂陡坎实测地形剖面Fig.7 The topographic profile of the main fault scarp on T2terrace.

T1阶地上的3条主逆断层陡坎向东延伸到T2阶地前，3条陡坎汇聚为1条，陡坎高度较高，在陡坎下有泉水出露。断层上升盘(北盘)阶地面保存完好，下降盘由于冲沟堆积物的充填未见原始阶地面，实测得到的断层陡坎高16m(图7)，实测陡坎高度应该小于真实陡坎的高度。

3.2 反冲断裂

反冲断裂则在主逆断裂北侧的背斜南翼上形成2～3排反向陡坎，单条陡坎高度0.45～4m不等，并在冲沟中出露反冲陡坎剖面。

在哈尔莫敦沟东的背斜南翼T2阶地面中部发育3条坡向北、走向NEE的反冲陡坎(BRF)，延伸长度约3.5km，沿垂直陡坎的走向在不同位置实测了多条地形剖面，单条陡坎高度最低的只有0.45m，最高的可达4m，多数为1～1.5m。在T2阶地冲沟中出露了反冲陡坎地质剖面 (图8)。

图8 T2阶地上反冲逆断裂Fig.8 Back-thrust faults on T2terrace.

3.3 弯矩正断裂

哈尔莫敦背斜T2—T5阶地面上发育多条坡向南和坡向北的弯矩断层陡坎 (图9)，南北长500～800m。由于地貌面形成以来基本未受到剥蚀且冲沟切割较少，仍保存了面积广大而平整的地表面，所以弯矩断裂形成的陡坎形态完整。南侧坡向北的弯矩陡坎数量仅2条但陡坎高度大;北侧坡向南的弯矩陡坎数量4～9条，单条陡坎高度较小，且越远离背斜转折端陡坎高度越小。对T5—T2阶地的弯矩断层进行剖面测量(图10)，T5阶地残留4条坡向南的陡坎，陡坎总高度26.5m，单条最大高度14.5m;T4阶地坡向北陡坎2条，高度分别为1.1m和4m，坡向南陡坎8条，总高度22.4m，单条最大高度6m;T3阶地坡向北陡坎高度5.3m，坡向南陡坎9条，总高度16m，单条最大高度3m;T2阶地坡向北陡坎高度分别为3m和5m，坡向南陡坎6条，总高度15.5m，单条最大高度6.1m，陡坎高度逐渐减低。T1阶地面上变形很小，没有发现背斜核部弯矩断层的存在。

弯矩正断裂与背斜两翼的地层变形程度存在一定关系。背斜南翼短而地层产状变形大，在南翼有限空间内形成的陡坎条数少而位错量大;背斜北翼长且地层变形缓慢，因此形成条数多、单条位错小的多级弯矩陡坎。弯矩断裂反映出在挤压应力作用下形成的背斜局部拉张作用仍可形成正断裂。

图9 T2阶地上弯矩断层陡坎Fig.9 Bending moment fault scarps on T2terrace.

图10 实测各阶地上弯矩断裂陡坎剖面(位置见图3)Fig.10 Topographic profiles of bending moment fault scarps.

4 结论和形成机制讨论

位于天山山间坳陷中的焉耆盆地北缘老断裂以高角度与天山山体接触。和静逆断裂-褶皱带为距离山前3～5km的第1排褶皱带，是一个仍在发育的新生逆断裂-背斜。在5km深的地震反射剖面上，断层倾角为30°～40°(郭召杰等，1998;姚亚明等，2003;蔡佳等，2008)。低角度滑脱面应存在于天山主山体下部。

和静逆断裂－褶皱带中的哈尔莫敦背斜在向盆地内逆冲变形的过程中发育了3种形式的断裂，除主逆断裂外还形成了反冲断裂和弯矩断裂(Philip et al.，1983;Yeats et al.，1986;Namson et al.，1988;邓起东等，2000)。它们发育在活动背斜的不同位置，性质也有差异，反映了背斜不同部位的应力状态(图11)。

主逆断裂控制着和静逆断裂－褶皱带的发育，下盘地形地貌上没有变形，地层的变形被主逆断裂限制在上盘，上盘在沿断层滑动的同时发生褶皱变形。主断裂北侧的褶皱前翼(南翼)薄弱处产生反冲逆断裂，主断裂和反向断裂之间部分被挤出(Suppe，1983;Erslev，1991)(图11b)。变形背斜褶皱核部顶端产生局部张应力环境，形成弯矩正断裂。弯矩正断裂形成机制是背斜向上褶皱，地层长度不变的情况下以中性面为界，中性面地层既无挤压也无拉张，中性面以上地层产生拉伸作用，下部地层产生挤压作用。这种应力释放的结果即在背斜褶皱顶部地表发生拉张破裂，形成正断层，破裂最易发生在地层弯曲变形最大的地方(图11c)。

图11 哈尔莫敦背斜断层样式组合及成因(据Philip et al.，1983修改)Fig.11 The fault models of the Haermodun anticline and their causes(Adapted from Philip et al.，1983).

伴随的反冲逆断裂和弯矩正断裂与主逆断裂和褶皱的发育程度具有一定关系，由于伴生的反冲断层和弯矩断层都属于浅部破裂(图11a)，其破裂面深度有限，与逆断裂滑脱面没有贯通，一旦褶皱发育时间久远，变形强度很大，受剥蚀作用影响越大，发育在地表的构造地貌现象会遭到剥蚀而消失，仅留下老地层中的断层面;如果褶皱变形刚刚开始，由滑脱面传递上到地表的变形很微弱，不足以形成较大型的反冲和弯矩断裂。

由于和静逆断裂－褶皱带形成过程中具有自西向东逐渐侧向扩展的特点(黄伟亮等，2011)，哈尔莫敦背斜西侧的夏尔木登背斜发育程度更高，已经受到较大的剥蚀，原有的阶地面已经不存在，看不到弯矩正断裂陡坎，在穿过背斜的冲沟中仍可见到正断层破裂面;哈尔莫敦背斜东侧的阿尔夏特背斜顶部阶地面上也未大范围发育弯矩断裂，从切穿阶地的冲沟壁上可以见到发生位错2～3m的正断性质的裂缝，应该为弯矩断裂的雏形。阿尔夏特背斜以东的其根额勒背斜拔河高度仅为4.5m，出露在背斜核部的正断裂缝位错仅数十cm。因此，弯矩正断裂是伴随着褶皱变形的起始，同步开始由背斜顶面向下逐步扩展生长。

反冲逆断裂除了在哈尔莫敦背斜出露外，在西侧的夏尔木登背斜的地层中也有发现。在东侧阿尔夏特背斜和其根额勒背斜未发育。反冲断裂表现为与主逆断裂的同期发育，夏尔木登背斜和哈尔莫敦背斜主逆断裂出露地表，所以也发育了反冲断裂。阿尔夏特和其根额勒背斜主逆断裂未出露地表，同样未发育反冲断裂。反冲断裂与主逆断裂的规模相差较大，哈尔莫敦背斜T2面上主逆断裂陡坎高达16m，反冲断裂陡坎最高也仅有4m，二者高度相差数倍。

致谢 审稿专家对本文提出的建议帮助本文得以完善，在此表示由衷的感谢!

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ACTIVE FAULTS OF THE HAERMODUN ANTICLINE AND THEIR FORMATION MECHANISM IN THE NORTH
MARGIN OF THE YANQI BASIN

LI An1)YANG Xiao-ping1)HUANG Wei-liang1)Yiliyaer2)

1)National Center for Active Fault Studies，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China
2)Earthquake Administration of Xinjiang Uyger Autonomous Region，Urumqi830011，China

Reverse fault-anticline is an important structure form in Tianshan area.The study on the syntagmatic relation and formation mechanism between active faults and anticline in reverse faultanticline will help understand the structure system under extrusion stress.Haermodun anticline is a neogenic thrust-anticline in the north margin of the Yanqi Basin.It is the product of reverse fault extending to the inside of the basin.The main reverse fault of the anticline thrusts inwards the basin，with a dip angle of 30°.The present-day tectonic movement is intense along the fault.By interpreting aerial photos of the Haermodun anticline，measuring the scarp profiles and excavating trenches across the fault，we find that three different types of faults have been developed on the different levels of river terraces crossing the anticline，namely，the main reverse fault in front of the anticline forelimb(southern limb)，the back thrust fault on the forelimb and the bending-moment normal fault on the top of the anticline，respectively.The main reverse fault has produced three scarps on T1terrace，with heights of 4m，0.8m and 1.8m，respectively，and a high scarp on T2terrace with a height of 16m.The back thrust fault has produced 2-4 reverse scarps，with the height up to 4m The bending-moment normal fault has produced about 10 scarps on all levels of terraces except T1on the top of anticline，and the height of a single scarp can reach 14.5m.The older the terrace，the higher the total height of scarp.Analysis on the geneses of the three faults reveals that the main reverse fault controls the growth of the Haermodun anticline.The back thrust faults help the main reverse fault release the compressive stress，and the part between the main reverse fault and the back thrust fault is extruded.The bendingmoment normal fault is produced in the top of anticline.The top of the anticline is a tensional stress area.Back thrust fault and main reverse fault are synchronous.But the scale of back thrust fault is several times smaller than the main reverse fault.Bending-moment normal faults are synchronous with fold deformation.Accompanying the beginning of fold deformation，the bending-moment normal faults began to expand and grow gradually downwards from the top of anticline，synchronously.

reverse fault，bending-moment fault，back thrust fault，active anticline，formation mechanism，Yanqi Basin

P315.2

A

0253-4967(2011)04-0789-15

10.3969/j.issn.0253-4967.2011.04.005

2011-08-23收稿，2011-11-04改回。

财政部重大专项“我国重点监视防御区活动断层地震危险性评价(南天山和静逆断裂-褶皱带地质填图)”和国家自然科学基金(40572126)共同资助。

李安，男，1983年生，在读博士研究生，研究方向为活动构造，电话:010-62009127，E-mail:antares_lee@163.com。