滑脱褶皱陡坎的变形特征和运动学模型:以帕米尔－南天山前陆地区明尧勒背斜为例

李 涛 陈 杰 肖伟鹏

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)中国石油勘探开发研究院，北京 100083

3)安徽省地震局，合肥 230031

0 引言

褶皱陡坎是褶皱变形过程中形成的地貌陡坎，是近期发现的一种不同于断层陡坎的构造作用形成的陡坎地貌类型(卢华复等，2002;Thompson et al.，2002;陈杰等，2005a;Scharer et al.，2006;Chen et al.，2007;Hubert-Ferrari et al.，2007;李涛等，2014)。尽管褶皱变形通常弥散分布在整个褶皱带内，很难在地表形成坡度较大的陡坎;但根据断层相关褶皱理论(Suppe，1983;Suppe et al.，1990，1992，1997;Poblet et al.，1996，1997;何登发 等，2005;Poblet，2012)，在某些构造部位(如发生膝折带迁移的活动枢纽附近)仍可能由于应变陡变或集中而形成陡坎地貌，即为褶皱陡坎。褶皱陡坎记录了活动褶皱变形演化的详细过程，当褶皱深部几何形态无法准确限定，横跨褶皱地貌面无法连续追踪，根据不同期次地貌面上发育的褶皱陡坎的变形特征，结合第四纪年代学，可限定活动褶皱的变形速率和生长演化历史。

由于褶皱陡坎的概念模型提出较晚，相应的研究实例较少，其中最为经典的是卢华复等(2002)和Hubert-Ferrari等(2007)对南天山库车地区秋里塔格背斜的研究。初始水平或近水平的地貌面(或地层、不整合面、侵蚀面等)受下伏断层或盲断层的拐折冲断作用，在以膝折带迁移方式通过活动枢纽时发生差异性隆升而在地表形成的陡坎(图1)(卢华复等，2002)。陡坎高度h、下伏断层倾角θ1(缓倾段)和θ2(陡倾段)与缩短增量s之间存在如下定量关系:

当陡坎高度和缩短增量达到一定值时，陡坎坡度将不再变化，即达到最大坡度(图1)(Chen et al.，2007)。褶皱陡坎的最大坡度φmax只与下伏断层倾角有关，而与缩短增量无关，其计算公式为:

与其他类型陡坎(如断层陡坎、阶地陡坎等)相比，褶皱陡坎两侧下伏基岩倾角不同，即陡坎位于基岩中2个不同等倾角区转折处(枢纽)，其走向与枢纽(或基岩)走向一致，且陡坎处不发育断错地表的断层，是野外识别和判定褶皱陡坎的主要依据。由于该类褶皱陡坎与下伏断层的拐折冲断作用密切相关，因此文中称之为断弯褶皱陡坎。

图1 断弯褶皱陡坎模型(据Chen et al.，2007和Hubert-Ferrari et al.，2007修改)Fig.1 Fault-bend fold scarp model(modified from Chen et al.，2007 and Hubert-Ferrari et al.，2007).

卢华复等(2002)、Hubert-Ferrari等(2007)和Chen等(2007)对于断弯褶皱陡坎进行了深入研究，但对于其他类型的褶皱，尤其是下伏断层不存在拐折的滑脱褶皱能否形成褶皱陡坎、形成的褶皱陡坎具有怎样的变形特征等至今没有相关报道。位于帕米尔－南天山前陆盆地的明尧勒背斜是第四纪早期开始生长且至今仍在活动的滑脱褶皱(图2)(陈杰等，2005b)。在背斜南翼，克孜勒苏河北岸阶地面上发育了一系列褶皱陡坎。利用Google Earth提供的高分辨率卫星影像，对该地区褶皱陡坎进行了详细的野外地质地貌填图。结合高精度差分GPS测量和宇宙成因核素测年结果，对该地区褶皱陡坎的变形特征、形成机制和运动学模型进行了探讨，对其吸收的缩短增量和速率进行了限定;并通过与断弯褶皱陡坎的对比总结了2类褶皱陡坎的异同。

图2 明尧勒背斜构造简图Fig.2 Stratigraphy and structure of the Mingyaole anticline.

1 明尧勒背斜构造变形特征

明尧勒背斜位于阿图什背斜以南、喀什背斜以西，帕米尔前缘断层带(PFT)托姆洛安背斜和木什背斜北侧(图2)(Li et al.，2013)，全长约40km，宽约10km，走向近EW，呈略向南凸出的弧形(图2a)。背斜南部，PFT使托姆洛安背斜的古近纪石膏层向北逆冲至明尧勒背斜西域砾岩之上(Li et al.，2012);背斜南翼还发育有PFT向北扩展的前锋——明尧勒南逆断层，该断层在1985年乌恰M7.4地震中发生破裂，形成了长约15km的地表破裂带(图2a)(冯先岳，1994)。

背斜区出露的基岩包括中新世乌恰群砂泥岩(N1w)，上新世阿图什组砂泥岩、砂砾岩(N2a)和早更新世西域组砾岩(Q1x)(图2a)。阿图什组和乌恰群间为连续沉积，西域组砾岩与阿图什组间为进积式沉积接触(Scharer et al.，2004;陈杰等，2005b)。该背斜为南缓北陡的宽缓不对称箱状背斜(图2b)，其南、北两翼地层最大倾角分别约为58°和70°，顶部倾角较缓。乌恰群和阿图什组构成了背斜的基本结构，相互间近于平行，为一套前生长地层。在背斜南翼阿图什组顶部，倾角34°阿图什组地层之上被13°西域砾组地层超覆，形成一角度不整合。显然阿图什组顶界及上覆西域砾岩为一套与褶皱变形同时沉积的生长地层。陈杰等(2005b)据背斜南翼喀浪勾律克河谷磁性地层年代学结果认为背斜变形起始于距今约1.6Ma。2010年在该剖面关键层位及剖面之上约100m的西域砾岩砂岩、粉砂岩透镜体中补采了20个古地磁样品，此外在西域砾岩底部采集了1个宇宙成因核素埋藏测年样品。据新的磁性地层年代和埋藏测年结果(Thompson，2013)，该剖面沉积速率在(1.9±0.1)Ma有一突变，表明明尧勒背斜在约1.9Ma开始生长;阿图什组顶部的角度不整合发生在(1.4±0.1)Ma，表明此时背斜活动可能加剧。

综合Scharer等(2004)、陈杰等(2005b)结果和对喀浪勾律克河谷的补充填图资料，获得了背斜的构造横剖面(图2b)。将明尧勒背斜解译为一滑脱褶皱，其滑脱面位于距地表约8km的古近系中。在喀浪勾律克河，背斜缩短量和平均缩短速率分别为约1.7km和0.9mm/a，隆升量和速率分别为约2.3km和约1.2mm/a。背斜生长变形一直持续至今，使位于背斜中部喀浪勾律克河谷的阶地和背斜西南克孜勒苏河阶地发生了显著变形(陈杰等，2005b;Scharer et al.，2006;李涛等，2013)，并在背斜南翼克孜勒苏河阶地上形成了一系列褶皱陡坎。

2 明尧勒背斜南翼褶皱陡坎发育特征

2.1 阶地分布及形成年代

明尧勒背斜南翼、克孜勒苏河北岸是明尧勒背斜与明尧勒南逆断层相互作用的地方(图2a)。背斜的隆升、断层的逆冲和克孜勒苏河的强烈下切在背斜南翼形成了多级河流阶地(图3a)。阶地均以阿图什组砂泥岩、砂砾岩为基座、以青灰色磨圆较好的阶地砾石堆积为盖层。靠近山前的阶地面上堆积有厚度超过1m的源自北部基岩隆升区的洪积物，为较纯净的砂质黏土层;远离山前，洪积物迅速尖灭。各级阶地被SN向冲沟深切，遭受了强烈侵蚀改造。

根据拔河高度和表面风化程度，可将河流阶地大致划分为3期(图3a)。其中T1和T2拔河高度分别为8～15m和30～40m。T3比T2高约15m，可进一步细分为T3a和T3b，后者仅比前者高约3m;二者向东合并为同一阶地。我们在T2阶地未受后期扰动处开挖了一个深2m的探槽，用宇宙成因核素10Be深度剖面法采集了6个粗砂样品，获得了该阶地的暴露年龄为(8.0±1.1)ka(Thompson et al.，2013)。

明尧勒南逆断层在各阶地上形成了一系列坡向北的反向断坎(图3a)。在T3b上，断坎最高处近10m。在1985年乌恰地震中，断层的同震垂直位移为1～2m(冯先岳，1994)，表明自T3b形成以来断层可能已经历了至少5次同等规模的地震事件。研究区东端(图3a)，坡向北的反向断坎与北部基岩隆升区之间形成一小型堰塞盆地，其内沉积了厚约数m的浅棕色砂质黏土层。

2.2 褶皱陡坎发育特征

由于沟谷深切，阶地下伏基岩出露良好(图3a)。详细的构造填图表明，基岩中发育一近EW走向的向斜枢纽:在约10m范围内，基岩倾角由北侧的50°～59°向南变为15°～20°。枢纽经过的T2和T3b阶地上发育有坡向南的与枢纽位置对应的陡坎(图3a)。陡坎的形态类似于阶地陡坎(图3b，C)，但其走向与向斜枢纽走向一致且非常稳定。陡坎附近下伏基岩和阶地堆积并未发生断错(图3d)。此处的陡坎在形态上与库车地区秋里塔格背斜的褶皱陡坎(卢华复等，2002;Hubert-Ferrari et al.，2007)非常类似。我们认为这些陡坎是由于向斜枢纽活动形成的褶皱陡坎，而非阶地陡坎或断层陡坎。这些褶皱陡坎北侧阶地堆积较薄，向南明显增厚，具有生长地层的特征，表明在阶地形成过程中向斜枢纽在持续活动。

图3 明尧勒背斜南翼河流阶地分布和褶皱陡坎发育特征Fig.3 Fluvial terraces distribution and fold scarp deformation on the south limb of the Mingyaole anticline.a Google Earth及地质地貌解译图;b褶皱陡坎野外照片，观察点位置见图3a;c T3 b阶地上褶皱陡坎横剖面照片

为获得不同期次阶地上褶皱陡坎的高度、宽度和坡度，对阶地面进行了高精度差分GPS测量。根据实测结果(图3 c，e)，T2和 T3b阶地上褶皱陡坎的高度/宽度/坡度分别为16m/40m/25°、20m/50m/26°。由于褶皱陡坎遭受了一定程度的侵蚀，实测得到的陡坎坡度应小于其原始坡度。在褶皱陡坎北侧，阶地面上还发育了多条高0.3～2.0m不等的弯滑断层坎(图3c)。在弯滑断层作用下阶地面发生了不同程度的掀斜:掀斜角度和陡坎高度远离向斜枢纽(向北)依次递减(杨晓东，2013)，角度变化的位置与弯滑断层发育的位置对应，这与南天山南缘乌拉根背斜南翼弯滑断层作用下河流阶地变形特征非常类似(李涛等，2011)。在1985年乌恰地震中部分弯滑断层还发生了同震破裂(冯先岳，1994;杨晓东，2013)。

3 滑脱褶皱陡坎的运动学模型

明尧勒背斜南翼褶皱陡坎具有以下特征(图3):1)在产出位置上，褶皱陡坎均发育在向斜枢纽附近，陡坎地表迹线与枢纽位置对应。2)在阶地变形行，越老的阶地面上陡坎高度越大;远离向斜枢纽，褶皱陡坎南侧(缓倾等倾角区)阶地面未发生显著掀斜，不同期次阶地面平行产出。3)褶皱陡坎北侧(陡倾等倾角区)阶地面上发育了多条近平行展布的弯滑断层坎。这些特征均表明该地区褶皱陡坎是由枢纽迁移作用形成的(图4)(陈杰等，2005a;Scharer et al.，2006;李涛等，2014)。图4所示的运动学模型给出了具有一定宽度的向斜枢纽作用下褶皱陡坎的形成过程:褶皱陡坎形成初期，陡坎高度、宽度和坡度逐渐增大;当褶皱陡坎宽度达到枢纽带宽度2倍时(图4a3，b)，陡坎坡度将达到最大值;之后尽管陡坎高度和宽度逐渐增大，其坡度将保持恒定。褶皱陡坎的最大坡度φmax可由下式计算获得(图5)(推导见附录):

式(3)中，θ1和θ2分别为缓倾和陡倾等倾角区倾角(图5)。尽管表达方式不同，但公式(3)与公式(2)等价(见附录)。由式(3)可知，褶皱陡坎的最大坡度φmax只与下伏地层倾角有关，而与缩短增量和枢纽带宽度无关。褶皱陡坎达到最大坡度需满足的条件为:

式(4)中，wfs和wh分别为褶皱陡坎和向斜枢纽的水平宽度(图5)。在褶皱陡坎生长过程中，陡坎前缘(坡脚)随活动枢纽的迁移不断向前推进，但后缘(坡顶)位置保持固定(图4b)。背斜的缩短是由于地层由缓倾角区通过活动枢纽迁移至陡倾角区造成的，褶皱陡坎的缩短增量s与陡坎高度h、下伏地层倾角θ1和θ2存在以下关系(推导见附录):

在明尧勒背斜南翼，向斜枢纽两侧地层倾角分别约为15°和50°，由式(3)计算该处褶皱陡坎所能达到的最大坡度约为32°。由于向斜枢纽宽度约为10m，因此只要褶皱陡坎的宽度超过20m就能达到最大坡度。在T2和T3b上，褶皱陡坎的水平宽度分别约为40m和50m，均超过20m;但陡坎坡度分别约为25°和26°，均略小于最大坡度32°。其最可能的原因是褶皱陡坎后期遭受了一定程度的侵蚀改造，通过阶地面测量获得的坡度要小于其原始坡度，也小于由模型计算得到的最大坡度。另外，由于弯滑断层使阶地面发生了掀斜，也可能对褶皱陡坎坡度产生一定影响。

由T2和T3b上褶皱陡坎高度约16m和20m，枢纽两侧地层倾角约15°和50°，根据式(5)可得2期阶地形成以来活动枢纽吸收的缩短量分别约为10.2m和12.7m。据T2阶地的暴露年龄约8.0ka，可得其缩短速率约为1.3mm/a。由于该方法得到的仅仅是背斜南翼活动枢纽吸收的缩短速率，而背斜北翼也发育活动枢纽，背斜核部还发生了一定程度的纯剪切变形(陈杰等，2005b;Scharer et al.，2006)，因此明尧勒背斜全新世总缩短速率 ＞1.3mm/a。该速率大于背斜长时间尺度的平均缩短速率，表明背斜的缩短在全新世可能加速。

图4 枢纽迁移机制下滑脱褶皱陡坎的运动学模型Fig.4 Kinematic model of detachment fold scarp formed by hinge migration.

图5 滑脱褶皱陡坎几何模型Fig.5 Geometry of detachment fold scarp.

关于弯滑断层陡坎的形成，推测可能与膝折带迁移过程中活动枢纽附近的局部挤压应力和下伏基岩地层的强度有关。但其与褶皱陡坎之间在成因上存在怎样的关联，弯滑断层陡坎高度和上盘阶地面掀斜角度与褶皱陡坎之间存在怎样的定量几何关系等仍有待进一步探讨。

4 滑脱褶皱陡坎与断弯褶皱陡坎的异同

上述明尧勒背斜滑脱褶皱陡坎与南天山库车地区秋里塔格背斜的断弯褶皱陡坎存在诸多相似之处:1)在产出位置上，2类褶皱陡坎均发育在活动的向斜枢纽附近，陡坎两侧下伏基岩产状不同，即陡坎位于基岩中2个不同等倾角区拐折处，其走向与基岩枢纽走向一致，都是野外识别和判定褶皱陡坎的主要依据。2)在形成初期，2类褶皱陡坎的高度、宽度和坡度均逐渐增大;但当陡坎高度和宽度达到一定值(陡坎宽度为枢纽带宽度2倍)时，陡坎将达到最大坡度;之后，尽管陡坎高度和宽度不断增大，陡坎坡度将保持恒定。3)2类褶皱陡坎所能达到的最大坡度只与下伏地层或断层倾角有关，且遵循相似的定量几何关系。4)远离活动枢纽，阶地面保持初始坡度，不同时代阶地面平行产出。

断弯褶皱陡坎与滑脱褶皱陡坎也存在着如下不同之处:1)在形成机制上，前者是由下伏断层拐折冲断作用形成的，即下伏断层面必须存在拐折或断坡;而后者是沿平行断层面的滑脱褶皱作用形成的，其下伏断层面不存在拐折。2)在发育特征上，后者后缘通常伴生有多条近平行产出的弯滑断层坎，但在对前者的研究中(卢华复等，2002;Chen et al.，2007;Hubert-Ferrari et al.，2007)并未发现弯滑断层坎和其他次生构造。3)在形成过程中，对于前者，由于枢纽固定在深部断层拐折处，同一期河流阶地上褶皱陡坎前缘位置固定，后缘不断后退;而对于后者，由于枢纽发生迁移，同一期河流阶地上褶皱陡坎前缘不断随枢纽向前推进，而后缘位置固定(图4b)。4)在计算背斜缩短增量和速率时，尽管2类褶皱陡坎在形态上类似，但由于后者不发育斜断坡，背斜的缩短只是因地层从缓倾角区迁移至陡倾角区造成的，其缩短增量的计算公式与前者不同(公式(1)和(5));这就要求在计算背斜缩短增量时，需要对褶皱陡坎的类型进行区分和判定。

5 初步认识

通过对明尧勒背斜褶皱陡坎的研究，认为:1)这些褶皱陡坎是滑脱褶皱通过膝折带迁移机制形成的，是与断弯褶皱陡坎不同的一种新型褶皱陡坎，称之为滑脱褶皱陡坎。2)滑脱褶皱陡坎形成初期，陡坎高度、宽度和坡度逐渐增大;当陡坎宽度达到枢纽带宽度2倍时，陡坎坡度将达到最大值;之后尽管陡坎高度和宽度逐渐增大，其坡度将保持恒定。3)滑脱褶皱陡坎吸收的缩短增量与陡坎高度和下伏地层倾角间存在定量几何关系。4)根据滑脱褶皱陡坎的高度约16m及其暴露年龄约8.0ka，估算T2阶地面暴露以来明尧勒背斜南翼的缩短速率约为1.3mm/a。

褶皱陡坎表征该褶皱仍在活动，其发现和运动学模型的建立为限定活动褶皱的变形速率和生长演化历史提供了可靠便捷的途径。通过对南天山库车地区秋里塔格背斜和喀什地区明尧勒背斜的研究使对断弯褶皱陡坎和滑脱褶皱陡坎有了深入认识。但由于断层相关褶皱类型多样，仍可能存在其他多种类型的褶皱陡坎。例如，上述2类褶皱陡坎均发育在向斜枢纽附近，那么在背斜枢纽附近能否形成褶皱陡坎，具有怎样的变形特征和地貌表现?再比如，在1999年台湾集集地震中，Chen等(2007)曾报道了一种发育在三角剪切褶皱顶端的褶皱陡坎，但对其几何模型和运动学模型并未进行更深入的探讨。这些都需要对更多活动褶皱进行研究，以积累更多典型褶皱陡坎的研究实例，进一步改进和完善褶皱陡坎的概念模型。

附录:滑脱褶皱陡坎吸收缩短增量和最大坡度的推导

首先推导滑脱褶皱陡坎吸收缩短增量(s)的计算公式(5)。由附图1可得轴面倾角γ=(π-θ2-θ1)/2。那么缩短增量:

附图1 滑脱褶皱陡坎各参数的几何关系Appended Fig.1 Trigonometric relationships of the active detachment fold scarp.

其次，推导滑脱褶皱陡坎最大坡度(φmax)的计算公式(3)。由附图1可得:

由公式(A2)和(A3)可得:

由于AB=OP，BC=QR，由公式(A1)和(A4)可得:

根据附图1可得上述各参数与θ2、θ1和φmax的关系式:

将上述关系式代入公式(5)可得:

最后证明滑脱褶皱陡坎最大坡度计算公式(3或A6)与断弯褶皱陡坎最大坡度计算公式(2)等价。用:

将其代入公式(2)，公式可转化为:

将A、B和C置换回来，可得:

该公式与公式(3或A6)相同，证明两公式等价。

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