富蕴断裂:低应变速率条件下断层滑动习性

徐锡伟 孙鑫喆 谭锡斌 李 康 于贵华

Marie Etchebes2) Yann Klinger2)Paul Tapponnier3) J.Van Der Woerd4)

1)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

2)Tectonics，Institut de Physique du Globe de Paris，Sorbone Paris Cité，CNRS

3)Earth Observatory of Singapore，Singapore

4)Institut de Physique du Globe，Strasbourg，France

0 引言

深入理解活动断层的地震破裂过程和长期滑动习性需要厘定地震破裂的几何结构和同震位移分布，但迄今为止真正能够提供准确的地表破裂和同震位移分布图的历史走滑型地震不超过 20 个(Yeats et al.，1997;Barka et al.，2002;Xu et al.，2002，2009;Ozacar et al.，2004;孙鑫喆等，2012)，在相同活动断层上同时测量到最新一次地震同震位移和多次地震累积位移及其分布样式的走滑型地震实例则更少(Zielke et al.，2010;Klinger et al.，2011)，在很大程度上妨碍了科学判定已有地震复发模型(丛状群集或特征地震)的合理性及其可能的实际应用(Schwartz et al.，1984;Xu et al.，1996;Zielke et al.，2010)。

富蕴断裂，又称可可托海-二台断裂，地处由中国中部南北地震带—蒙古—贝加尔湖(东带)、帕米尔—天山—阿尔泰—贝加尔湖(西带)、喜马拉雅等围限的、特大地震频发的板内大三角地震区北顶端的阿尔泰地区(马宗晋等，2010)，北临贝加尔裂谷系，南接天山再生造山带和青藏高原，东为鄂尔多斯、华南、华北平原和阿穆尔等刚性块体(图1)。已有研究表明，阿尔泰地区位于天山及其以南近NS向挤压环境向北部贝加尔裂谷系NW-SE向伸展区的转换过渡地带，地壳正经历着共轭剪切变形，发育着 NNW向(N30°W)右旋走滑断层和 NWW向(N80°W)左旋走滑断层(Molnar et al.，1975;Baljinnyam et al.，1993)，作为印度板块持续向北运移、与欧亚板块碰撞的远程变形效应(Tapponnier et al.，1979);GPS监测资料显示相对于欧亚板块存在约4mm/a的N向或NNE向运动，蒙古西北部图瓦共和国山区还有约3mm/a的近NS向地壳缩短，贝加尔裂谷系存在NW-SE向约4mm/a的地壳伸展，这一数值远远小于天山地区和青藏高原现今地壳运动速率(Wang et al.，2001)，地壳剪切应变速率介于0～1×10-16/s(Holt et al.，2000)。尽管阿尔泰地区的地壳应变速率较低，但20世纪遭受了4次8级或更大震级的地震这一事实使阿尔泰地区成为全球板内地震非常活跃的地区之一(Baljinnyam et al.，1993)。

图1 富蕴地震地表破裂带及走滑位移分布图(据Klinger et al.，2011修改)Fig.1 The 1931 Fuyun earthquake surface rupture zone and distribution of cumulative slips(adapted from Klinger et al.，2011).

富蕴断裂是阿尔泰地区一条典型的NNW向右旋走滑断层，曾发生过1931年8月11日富蕴8.0级地震(新疆维吾尔自治区地震局，1985;Baljinnyam et al.，1993)。前人对1931年富蕴地震地表破裂带长度、地表破裂组合特征、尾端次生构造样式、同震位移分布和最大右旋走滑位移、地表破裂宽度、富蕴断裂第四纪活动的构造地貌特征、长期滑动速率、古地震复发模型等做了初步研究(Deng et al.，1984;新疆维吾尔自治区地震局，1985;Lin et al.，1998;张之武等，2008;Klinger et al.，2011)，给出了富蕴断裂几何学和运动学的基本参数。但由于该地属干旱地区，缺乏可靠的年代数据，加上测量位移的标志(阶地分界陡坎、冲沟和河道)不明显，妨碍了对富蕴断裂长期滑动习性的了解。本文针对干旱地区地貌面形成的特殊性，利用高分辨率陆地LiDAR空间扫描数据图像解译技术和宇宙成因核素(10Be)测年技术，重新分析、研究1931年富蕴地震地表破裂带的基本参数、累积位移分布特征、各级地貌面形成年龄、长期右旋走滑速率和古地震复发模型等，将有助于深入认识低应变速率环境条件下走滑断层的滑动习性和地震破裂过程等科学问题。

1 陆地LiDAR扫描数据与同震位移和累积位移

1.1 已有研究结果

新疆维吾尔自治区地震局冯先岳、柏美祥、戈澍谟等人早在1972年、1974年、1978年和1979年就对富蕴地震的烈度分布、地震破裂样式、发震构造条件等进行了野外考察与研究(杨章等，1980，1982);1980—1982年由丁国瑜先生牵头负责的富蕴地震现场科学考察应为最全面、最主要的一次科学考察活动，通过考察给出了走向NNW(340°)、长约176km的富蕴地震地表破裂带基本特征:北段为长约55km的右旋正走滑断层，中段为长约111km的右旋走滑断层，南段为长约10km的右旋逆走滑断层;中段右旋走滑位移为6～10m，卡拉先格尔至阿克萨依之间同震位移最大值可达14m(新疆维吾尔自治区地震局，1985;Lin et al.，1998)。

近年来，有学者利用高分辨率Quickbird光学卫星影像解译获得了富蕴断裂沿线553个观测点的右旋走滑位移数据(图1)，其中1931年富蕴地震同震位移数据290个，同震位移平均值为(6.3±1.2)m(Klinger et al.，2011)。值得说明的是，在有Quickbird影像范围内沿富蕴断裂走向分布的同震位移集中在6.3m左右，没有明显的峰值位移;另外279个位移值可归并为1931年地震同震位移平均值倍数的5组优势位移值，分别约为12m、18m、24m、30m和37m，代表2次至6次地震的同震累积位移值，符合特征位移模型(Klinger et al.，2011)。

可见，由于位移标志和测量技术差异，以及累积位移起始年代的不确定性等，造成了诸如1931年富蕴地震同震位移、累积位移量等多种基础数据的偏差，严重影响了对富蕴断裂长期滑动习性的认识，也影响了对该断裂未来地震危险性的评估结果。

1.2 陆地LiDAR扫描数据分析

在构造地质学范畴，包括河床、阶地分界陡坎、冲洪积扇面、山脊、沟槽等断错地貌标志或现象记录了活动断层上地震逐次发生留下的地表破裂证据(Sieh，1996)，高分辨率遥感技术的发展，特别是3D LiDAR测量技术的发展与应用，结合多方法年代学约束，可明显提高识别活动断层断错地貌的时空分辨率，进一步改善对活动断层地震滑动习性的认识(Zielke et al.，2010)。为进一步论证富蕴断裂上已有的富蕴地震同震位移分布、多次地震累积位移分布样式、地表破裂型地震复发模型等，在参考已有高分辨率Quickbird遥感影像解译获得的基础数据(Klinger et al.，2011)和早年野外考察成果(新疆维吾尔自治区地震局，1985;Lin et al.，1998)的基础上，我们再次沿富蕴地震地表破裂带全线进行野外考察，认为卡拉先格尔至阿克萨依之间根据地表破裂带附近新疆方枝柏丛、非线状冲出锥或倒石堆等作为标志测量到的10～14m最大同震位移值(新疆维吾尔自治区地震局，1985;Lin et al.，1998)，不仅存在着很大的不确定性，而且它们能否作为测量同震位移的标志也值得商榷。例如，作为测量标志覆盖在东倾断层陡坎或断层面上的面状新疆方枝柏丛(图2;Lin et al.，1998)，存在如下3种可能性:第1种可能性是此方枝柏是1931年地震后生长形成的植被(图2 a);第2种可能性是此方枝柏生长在1931年地震前的先存断层陡坎上，1931年地震错动扩大了与东侧新疆方枝柏之间的距离(图2 a，b);考虑到该观测点附近断层陡坎两侧发育着许多新疆方枝柏丛簇，第3种可能性是现今覆盖在断层陡坎上的新疆方枝柏与东侧的在地震前不属于同一丛簇(图2 b)。如果属第1种或第3种可能性，则已有的测量值均不能作为1931年富蕴地震的最大同震位移量;如果属第2种可能性，则已有测量值可能包含了2次地震的累积位移量，也不能作为1931年富蕴地震的最大同震位移值。另外，由于山坡上倒石堆边界不确定性很大，利用它测量到的14m同震位移量应该说也不可靠(新疆维吾尔自治区地震局，1985)。

为进一步验证1931年富蕴地震平均右旋走滑位移值、多次地震的累积右旋走滑位移及其之间存在的倍数关系等的可靠性和真实性，我们在以右旋走滑运动为主的中段走滑型断错地貌非常好的3个观测点(图1中观测点①、观测点②、观测点③)，利用陆地LiDAR测量仪(RIEGL)进行3D扫描，获得了上述3个观测点分辨率可达10cm的LiDAR地形高程数据(DEM)，据此恢复、重建不同地质体、地貌线(面)形成以来的右旋走滑位移量。例如，观测点(观测点②)沿地表破裂带恢复得到最新一次地震同震错动，即1931年富蕴地震同震位移为(6.6±0.7)m，含富蕴地震同震位移在内的2次地震错动累积位移量为(11.7±0.9)m，依次可得3次、5次和6次累积位移量分别为(18.9±1.0)m、(30.6±1.5)m和(35.9±1.0)m(图3)，这一组包含不同次数的同震累积位移量与利用同一地点分辨率约为0.7m的Quickbird卫星影像恢复、重建得到的量值基本一致(Klinger et al.，2011)。

在阿克萨依南平坦的山前坡洪积平原上(观测点③)，发育着大量网状小冲沟(图4 a)，富蕴地震地表破裂带右旋切割了这些网状冲沟，恢复重建获得13个最新一次同震右旋位移值(图4 a)，其中7个位移值达到7m左右，4个位移值为6.5m，2个6m左右，平均值为(6.7±0.5)m;另外有2条冲沟夹持的洪积扇体右旋错动量为 (18.0±1.2)m，以及2条较大冲沟的右旋位移达(25.5±1.0)m，应该为多次地震同震错动的累积量(图4 a)。

同样，在最南观测点(观测点①)发育着5级阶地面(T0～T5)及其相对应的冲积物，其中T4阶地面或同时代坡洪积物分布最广，地貌面被不同深浅的沟谷下切，形成侵蚀河床，根据地表破裂带两侧不同级别冲沟、侵蚀河床或冲沟阶地分界陡坎复原、重建得到1931年富蕴地震同震右旋走滑位移为(6.0±0.5)m;2次地震累积位移为(12±1.0)m，3次地震累积位移约为(18.8±2.0)m，另外在最南端河流两侧T4/T3阶地分界陡坎的右旋走滑位移平均为(36±3.0)m，推测应该为5次或6次地震累积同震位移量(图4 b)。

从陆地LiDAR扫描获得的3D地形数据图像精度比Quickbird卫星遥感影像更高，利用这些数据获得的3个观测点1931年富蕴地震同震位移值和多次地震累积位移值应该更为可靠，不仅证实Klinger等(2011)利用Quickbird卫星遥感影像解译出的基本数据及其特征地震滑动行为的推论是正确的，结合野外考察还进一步表明1931年富蕴地震的最大同震右旋位移量为7m左右，而不是有些研究者早期测量到的10～14m，为科学、客观地评价像阿尔泰地区那样地壳低应变速率条件下右旋走滑断层的地震复发模型和发震危险性提供了不可多得的基础数据。

图2 卡拉先格尔至阿克萨依间富蕴地震地表破裂与同震位移Fig.2 The earthquake surface rupture zone and coseismic slips between Karaxingar and Akesay.

2 断错地貌面测年与滑动速率

2.1 断错地貌面年龄

富蕴断裂位于阿尔泰地区西边界，因发生过1931年富蕴8级地震而引人关注。除富蕴地震地表破裂带研究外，也有研究者鉴于长期地震危险性评价的需要，通过测量不同级别横跨富蕴断裂河流累积右旋位移量值，推测中更新世以来右旋走滑速率至少为1mm/a，最大可达22mm/a(新疆维吾尔自治区地震局，1985;Baljinnyam et al.，1993)或晚第四纪以来平均右旋走滑速率为1.5～5.0mm/a(张之武等，2008)，但缺少可靠且有效的年代学数据约束。

图3 观测点②断错地貌的恢复与重建及相应的右旋走滑位移值Fig.3 Restoration of offset landforms and associated dextral offsets at site②.

富蕴断裂地处内陆干旱地区，沉积物中缺少可以用于放射性同位素14C方法测年的木炭样品，但各级断错地貌面上普遍存在富含石英的巨石碎块和鹅卵石，可用原地宇宙成因核素(10Be)测年技术测定这些地貌面的暴露年龄，即获得地貌面的形成年代(Braucher et al.，2009;Gosse et al.，2001)。我们在3个观测点的各级地貌面上均采集了许多富含石英的巨石碎块和鹅卵石样品，据已经测试获得的年龄数据来看(图4)，观测点①附近T1级阶地获得2个有效年龄数据，分别为(17 811±1 606)a和(22 964±2 072)a(图4 b)，估计T1下切抬升或形成年龄为距今(20±4)ka(平均值);T2阶地仅河流南侧发育，已测试的6个年龄数据中2个偏老(83 779±7 807)a和(78 765±7 108)a，推测样品在堆积前已经暴露地表或曾经暴露过地表接受宇宙射线照射，但其余4个年龄数据介于距今27 800a至47 900a之间，估计T2下切抬升或形成年龄为距今(40±9)ka(平均值);T3阶地也局限在河流南侧，4个有效数据中2个较为年轻的年龄平均值为距今(51±8)ka;T4阶地在河流南北两侧均有发育，其中北侧扣除2个明显偏老的数据外，平均值为距今(100±4)ka，南侧扣除1个年龄数据偏老之外的其余4个平均年龄为距今(87±17)ka;而仅分布在断层东盘、高程最高的T5阶地面的平均年龄为距今(296±30)ka。同样，在观测点③冲洪积平原上，地势稍高的冲洪积面上4个较年轻的年龄数据平均值为距今(56±3)ka，而较低平的冲洪积面上的4个年龄数据显示出其堆积后的暴露年龄为距今(34±2)ka(图4 a)。

2.2 滑动速率计算

图4 观测点①和观测点③陆地LiDAR扫描地形高程图像、地震地表破裂带与右旋走滑位移解译图Fig.4 Map of LiDAR acquired DEMS showing earthquake surface rupture zone and dextral offsets.

滑动速率为累积位移量与其起始时间之比，但某一累积位移的起始时间有时很难确定，如果走滑位移标志为相继形成的2级阶地之间的分界陡坎，依据阶地堆积和抬升下切的基本形成原理，低一级阶地下切、抬升的年龄较高一级阶地的年龄更接近阶地分界陡坎累积走滑位移的起始时间(Van et al.，2002;Xu et al.，2005);也有人认为高阶地下切、抬升的年龄更接近相继形成的2级阶地分界陡坎形成年龄或累积位移的起始时间，但需假定为侧蚀作用不强的季节性河流或冲沟(张培震等，2008)，这一假定实际上默认了阶地分界陡坎开始累积位移时低阶地已经露出水面，可见低阶地形成年龄实际上代表了阶地分界陡坎正式形成并稳定下来的年龄，也即代表累积位移的起始年代。当然，如果高、低2级阶地形成的年龄相差不大，用任何一个年龄数据获得的滑动速率与真实速率偏差均较小，可用高、低2级阶地形成年龄同时限定长期滑动速率，至少高阶地的年龄可以给出累积位移起始时间的上限值(Kirby et al.，2007)。

富蕴断裂提供了一种现今极端干旱条件下如何确定高、低阶地分界陡坎累积走滑位移起始时间的实例。例如，在观测点①最南端的一条由东向西流入准噶尔盆地的河流目前为季节性河流，河床内充填了近数10a来堆积的现代砂砾石，覆盖并破坏了1931年切割现代河床的地震地表破裂带，仅在阶地面暴露年龄为距今(20±4)ka的T1阶地前缘残存了一个高约2m左右、陡坎自由面倾向西的逆断层陡坎，陡坎西侧也堆积了震后砂砾石，明显降低了断层陡坎高度;更需要指出的是，尽管在河流两侧T3和T4高阶地上，特别是T4阶地面上网状冲沟被地震地表破裂带右旋错动，不仅可以测量到1931年地震的同震位移，还可以测量到多次地震的累积位移量，但地表破裂带切割现今河床处由于季节性河流的侧蚀冲刷以及靠近陡坎及其陡坎以西地段震后砂砾石堆积作用彻底毁坏了现今河岸的同震错动地貌，使1931年同震走滑位移不清，说明无论是季节性河流还是动力条件较强的满岸河流均会对最新同震位移起到冲刷破坏作用。另外，该河流北侧断层东盘(上盘)发育着T1阶地和T4阶地，西盘(下盘)仅发育T4阶地，而南侧则发育着T1、T2、T3和T4等阶地，其中北侧T4/T0或T1分界陡坎被富蕴断裂切割的累积位移量约为35.7m，与南侧T4/T3阶地分界陡坎累积位移量约36m十分接近，说明在宏观上河岸能够累积走滑位移量，而且T3阶地的抬升、下切或形成年龄应该更接近T4/T3阶地分界陡坎累积位移量的起始年代。因此，这一实例显示相继形成的2级阶地之间分界陡坎累积位移的起始年代为低阶地形成年龄。当然，高阶地的形成年龄值应代表这一累积位移量可能的上限值，建议可作为参考来限制计算滑动速率可能的最小值。

由上述讨论可见，观测点①T4/T0或T4/T3阶地分界陡坎的右旋走滑累积位移量的起始时间尽管介于T3至T4阶地形成年龄之间，但更接近于T3阶地形成年龄，即36m左右的右旋走滑位移量的起始时间接近 (51±8)ka，北侧T4阶地形成年龄(距今(100±4)ka)或南侧形成年龄(距今(87±17)ka)可作为可能的上限约束值，据此可得该观测点附近晚更新世以来的右旋走滑速率＞0.36mm/a，接近 (0.66±0.05)mm/a。此外，在观测点③山前冲洪积平原上存在暴露年龄分别距今(56±3)ka和距今(34±2)ka等2组地貌单元，遥感解译识别出2组较大的右旋走滑位移分别为(35±1.0)m和(30.6±1.2)m，由此可计算得到这一地貌面形成以来的富蕴断裂右旋滑动速率平均为(0.76±0.24)mm/a。

考虑到观测点①接近以右旋走滑为主、但明显带有逆断层挤压分量的南段，逆断层挤压分量应转换、吸收部分右旋走滑分量，使长期右旋走滑速率值偏小;而观测点③位于富蕴断裂中段，以右旋走滑为主，比较客观地代表富蕴断裂的右旋走滑运动的平均值。由此，富蕴断裂晚更新世以来的右旋滑动速率应为(0.76±0.24)mm/a。这一速率较前人给出的滑动速率要小1个数量级(Shi et al.，1984;新疆维吾尔自治区地震局，1985;张之武等，2008)，但与阿尔泰地区东北部其他NNW向走滑断层的右旋滑动速率基本在相同量值范围内，例如阿尔泰东麓科布多断裂右旋走滑速率为0.5～1.2mm/a(Vassallo，2006)，哈尔乌苏湖断裂(Har-Us-Nuur)右旋走滑速率约为2.4mm/a(Nissen et al.，2009)，也与阿尔泰地区GPS监测得到的NNE-SSW向约5mm/a地壳缩短率相匹配(Calais et al.，2003)，从长期滑动速率上体现出低应变速率条件下低滑动速率的长期运动习性这一印度板块与欧亚板块碰撞的远程变形效应。

3 地震复发模型讨论

高分辨率Quickbird卫星影像解译和局部地段陆地LiDAR地形数据等分析表明，1931年富蕴地震同震特征位移为 (6.3±1.2)m(图1 b，c)，与2001年昆仑山口西8.1级地震、2010年玉树7.1级地震等同震位移沿发震断层走向出现多峰值不同(Xu et al.，2002，2006;孙鑫喆等，2012)，富蕴地震同震位移沿富蕴断裂走向向南北两端缓慢衰减，右旋位移量基本保持在6.3m左右，最大同震走滑位移量约为6.7m，位于地震地表破裂带中段。同样，存在6.3m倍数关系的多组累积位移也有相似的缓慢衰减的平稳分布样式，支持至少在过去5次地震期间每一次地震震级大小或右旋走滑位移基本一致的特征地震复发模式。考虑到富蕴断裂晚更新世以来的右旋滑动速率接近(0.76±0.24)mm/a，则估计类似于富蕴地震震级大小的地表破裂型地震复发间隔为(9 700±3 300)a，这一复发间隔远大于已有古地震研究资料的北天山独山子-安期海-玛纳斯逆断层-褶皱带，也大于青藏高原地区的大型走滑断裂带，但接近于华北平原地区的活动断层大地震复发间隔(Deng et al.，1996;Xu et al.，1996)，低滑动速率和长周期特征地震复发模型可能为板块间相互作用产生的远程应变效应(地壳应变)的体现。

4 结论

NNW向富蕴断裂是阿尔泰地区重要的发震断层之一，曾发生过1931年富蕴8级地震。高分辨率卫星遥感解译、陆地LiDAR空间扫描数据分析，结合多级地貌面，特别是阶地面和山前冲洪积平原面的宇宙成因核素(10Be)测年等可知，1931年富蕴地震以右旋剪切破裂为主，地震地表破裂带平均同震右旋走滑位移为(6.3±1.2)m，最大值为(6.7±0.5)m，且同震位移沿富蕴断裂走向向南北两端平稳、缓慢衰减，5～6次累积右旋走滑位移也有相似的平稳分布样式，反映出类似于富蕴地震震级大小的地震复发服从特征地震复发模式，复发间隔约为(9 700±3 300)a，晚更新世以来的右旋滑动速率仅为(0.76±0.24)mm/a，明显小于前人给出的量值。富蕴断裂这一滑动速率低、地表破裂型地震复发间隔长、服从特征地震复发模式的长期滑动习性很可能是印度板块与欧亚板块相互作用在阿尔泰地区地壳处于低应变速率条件下的远程变形效应。

另外，富蕴断裂带附近相继形成的阶地陡坎累积位移的起始年代应该接近低阶地下切、抬升的年龄，高阶地下切、抬升的形成年龄可作为起始年代上限的约束值。

马宗晋，杜品仁，高祥林，等.2010.东亚与全球地震分布分析［J］.地学前缘，17(5):215—233.

MA Zong-jin，DU Pin-ren，GAO Xiang-lin，et al.2010.Analysis of earthquake distributions in East Asia and in the world ［J］.Earth Science Frontiers，17(5):215—233(in Chinese).

孙鑫喆，徐锡伟，陈立春，等.2012.2010年玉树地震地表破裂带典型破裂样式及其构造意义［J］.地球物理学报，55(1):155—170.

SUN Xin-zhe，XU Xi-wei，CHEN Li-chun，et al.2012.Surface rupture features of the 2010 Yushu earthquake and its tectonic implication ［J］.Chinese J Geophys，55(1):155—170(in Chinese).doi:10.6038/j.issn.0001—5733.2012.01.015.

新疆维吾尔自治区地震局.1985.富蕴地震断裂带［M］.北京:地震出版社.206.

Seismological Bureau of Xinjiang Uygur Autonomous Region.1985.The Fuyun Earthquake Fault Zone in Xinjiang，China［M］.Seismological Press，Beijing.206(in Chinese).

杨章，戈澍谟.1980.对1931年新疆富蕴地震断裂带及构造运动特征的初步认识［J］.地震地质，2(3):31—37.

YANG Zhang，GE Shu-mo.1980.Preliminary study of the fracture zone by 1931 Fuyun earthquake and the features of Neotectonic movement［J］.Seismology and Geology，2(3):31—37(in Chinese).

杨章，戈澍谟.1982.中国富蕴地震断裂带的研究［J］.国际地震动态，(9):17—18.

YANG Zhang，GE Shu-mo.1982.The research of Fuyun fault in China［J］.Recent Developments in World Seismology，(9):17—18(in Chinese).

张培震，李传友，毛凤英.2008.河流阶地演化与走滑断裂滑动速率［J］.地震地质，30(1):44—57.

ZHANG Pei-zhen，LI Chuan-you，MAO Feng-ying.2008.Strath terrace formation and strike-slip faulting［J］.Seismolo-gy and Geology，30(1):44—57(in Chinese).

张之武，付碧宏，Yasuo Awata.2008.新疆阿尔泰山南部富蕴右旋走滑断裂带晚第四纪错断水系的遥感分析研究［J］.第四纪研究，28(2):273—279.

ZHANG Zhi-wu，FU Bi-hong，Awata Y.2008.Late Quaternary systematic stream offsets along the Funyun right-lateral strike-slip fault，Altay Mountains，China［J］.Quateranry Sciences，28(2):273—279(in Chinese).

Baljinnyam I，Bayasgalan A，Borisov B，et al.1993.Ruptures of major earthquakes and active deformation in Mongolia and its surroundings［J］.Geological Society of America Memoir，181:1—62.

Barka A，Akyu¨z H S，Altunel E，et al.2002.The surface rupture and slip distribution of the 17 August 1999 Izmit earthquake(M7.4)，North Anatolian Fault［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，92(1):43—60.

Braucher R，Del Castillo P，Siame L，et al.2009.Determination of both exposure time and denudation rate from an in situ-produced10Be depth profile:A mathematical proof of uniquencess.Model sensitivity and applications to natural cases［J］.Quaternary Geochronology，4(1):56—67.

Calais E，Vergnolle M，San′kov V.2003.GPS measurements of crustal deformation in the Baikal-Mongolia area(1994-2002):Implications for current kinematics of Asia ［J］.J Geophys Res，108(B10):2501.doi:10.1029/2002JB002373，2003.

Deng Q，Zhang P.1984.Research on the geometry of shear fracture zones［J］.J Geophys Res，89(B7):5699—5710.

Deng Q，Zhang P，Xu X，et al.1996.Paleoseismology of the northern piedmont of Tianshan Mountains，northwestern China［J］.J Geophys Res，101(No.B3):5895—5920.

Gosse J C，Phillips F M.2001.Terrestrial in situ cosmogenic nuclides:Theory and application［J］.Quaternary Science Reviews，20(14):1475—1560.

Holt W E，Chamot-rooke N，Le Pichon X，et al.2000.Velocity field in Asia inferred from Quaternary fault slip rates and Global Positioning System observations［J］.J Geophys Res，105(B8):19185—19209.

Klinger Y，Etchebes M，Tapponnier P，et al.2011.Characteristic slip for five great earthquakes along the Fuyun Fault in China［J］.Nature Geoscience，4:389—392.

Kirby E，Harkins N，E-Q Wang，et al.2007.Slip rate gradients along the eastern Kunlun Fault［J］.Tectonics，26，TC2010.doi:10.1029/2006TC002033.

Lin A，Lin S J.1998.Tree damage and surface displacement:The 1931 M8.0 Fuyun earthquake［J］.Journal of Geology，106(6):751—758.

Molnar P，Tapponnier P.1975.Cenozoic Tectonics of Asia:Effects of a Continental Collision［J］.Science，189(4201):419—426.

Nissena E，Walkera R T，Bayasgalanb A，et al.2009.The late Quaternary slip-rate of the Har-Us-Nuur Fault(Mongolian Altai)from cosmogenic10Be and luminescence dating［J］.EPSL 286(3-4):467—478.

Ozacar A A，Beck S L，2004.The 2002 Denali Fault and 2001 Kunlun Fault earthquakes:Complex rupture processes of two large strike-slip events［J］.Bull Seismol Soci Amer，94:278—292.

Schwartz D P，Coppersmith K J.1984.Fault behavior and characteristic earthquakes:Examples from the Wasatch and San Andreas Fault zones［J］.J Geophy Res，89(B7):5681—5698.

Shi J，Feng X，Ge S，et al.1984.The Fuyun Earthquake Fault Zone in Xinjiang，China［A］.In:A Collection of Papers of International Symposium on Continental Seismicity and Earthquake Prediction.Seismological Press，Beijing.325—346.

Sieh K.1996.The repetition of large earthquake ruptures［J］.Proc Natl Acad Sci，93:3764—3771.

Tapponnier P，Molnar P.1979.Active faulting in and Cenozoic tectonics of the Tien Shan，Mogolia，and Baykal regions［J］.Journal of Geophysical Research，84(B7):3425—3459.

Van Der Woerd J，Tapponnier P，Ryerson F J，et al.2002.Uniform postglacial slip-rate along the central 600km of the Kunlun Fault(Tibet)，from26Al，10Be，and14C dating of riser offsets，and climatic origin of the regional morphology［J］.GJI，148(3):356—388.

Vassallo R.2006.Chronologie et évolution des reliefs dans la région de Mongolie-sibérie:Approche morphotectonique et géochronologique(in French)［D］.Ph D thesis，Université Montpellier 2.

Wang Q，et al.2001.Present-day crustal deformation in China constrained by Global Positioning System measurements［J］.Science，294:574—577.

Xu Xiwei，Deng Qidong.1996.Nonlinear characteristics of paleoseismicity in China ［J］.Journal of Geophysical Research，101(B3):6209—6231.

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

Xu X，Wen X，Yu G，et al.2009.Co-seismic reverse-and oblique-slip surface faulting generated by the 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake，China［J］.Geology，37(6):515—518.

Xu X，Wenbin Chen，Wentao Ma，et al.，2002.Surface rupture of the Kunlun earthquake(MS8.1)，northern Tibetan plateau，China［J］.Seismological Research Letters，73(6):884—892.

Xu X，Yu G，Klinger Y，et al.2006.Re-evaluation of surface rupture parameters and faulting segmentation of the 2001 Kunlunshan earthquake(MW7.8)，northern Tibetan plateau，China ［J］.Journal of Geophysical Research，vol.111，B05316.doi:10.1029/2004JB003488.

Yeats R S，Sieh K E，Allen C R.1997.The geology of earthquakes［M］.Oxford University Press New York.

Zielke O，Arrosmith J，Grant Ludwig L，et al.2010.Slip in the 1857 and earlier large earthquakes along the Carrizo plain，San Andreas Fault［J］.Science，327:1119—1122.