引用本文
王浩然, 陈杰, 李涛, 李跃华, 张博譞. 北天山前陆盆地前缘西湖背斜带第四纪褶皱作用[J]. 地震地质, 2020,42(4): 791-805.
WANG Hao-ran, CHEN Jie, LI Tao, LI Yue-hua, ZHANG Bo-xuan. QUATERNARY FOLDING OF THE XIHU ANTICLINE BELT ALONG FORELAND BASIN OF NORTH TIANSHAN[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2020,42(4): 791-805.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2020.04.002
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北天山前陆盆地前缘西湖背斜带第四纪褶皱作用
王浩然1,3), 陈杰1),*, 李涛1,2), 李跃华1), 张博譞1)
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 100029
3)核工业航测遥感中心, 石家庄 050002
*通讯作者: 陈杰, 男, 1966年生, 研究员, 主要从事新构造、 活动构造第四纪地质与年代学研究, 电话: 010-62009093, E-mail: chenjie@ies.ac.cn。

〔作者简介〕 王浩然, 男, 1990年生, 2017年于中国地震局地质研究所获第四纪地质学专业硕士学位, 主要从事新构造、 活动构造等方面的研究, 电话: 13718823908, E-mail: whr092724@163.com。

收稿日期: 2019-10-08
基金项目: 地震动力学国家重点实验室自主研究课题(LED2016A05)、 国家自然科学基金(41772221)和中国地震局地质研究所基本科研业务专项(IGCEA1810)资助
摘要

西湖背斜带属于北天山前陆盆地最前缘的第四排活动褶皱-逆断裂带, 前人对西湖背斜带的第四纪活动尚无系统研究。 文中对5条横穿背斜的地震反射剖面进行解译, 结合地表地质地貌的发育特征, 对褶皱类型、 生长机制、 褶皱几何学、 运动学特征和变形量等进行了研究。 西湖背斜的EW向变形长度> 47km, 其中隐伏区的变形长度> 14km, 地表出露区的最大变形宽度约为8.5km。 西湖背斜内部连续发育一系列次级断层, 在其北部发育一个变形幅度较小的背斜(西湖北背斜)。 西湖背斜是以翼旋转方式变形的滑脱褶皱, 其缩短量在地形高点附近约为(1 070±70) m, 向W递减至(130±30) m, 向E快速递减至(650±70) m; 因外部物质涌入或内部物质流出导致其盈余面积为- 0.34~0.56km2。 通过横穿西湖北背斜的2条地震反射剖面(剖面A、 B)计算其平均缩短量为(60±10) m、 (130±40) m, 由外部物质流入导致的盈余面积为0.5km2、 0.74km2。 地震反射剖面在背斜两翼均发育生长地层, 生长地层的起始位置在背斜地表出露区的东段位于地下1.9~2.0km处, 在背斜西端隐伏区位于地下3.7km处。 地震反射剖面成像结果(剖面D、 E)显示, 在地下3.3km处可见上覆地层超覆在西湖背斜之上, 而上覆地层基本未发生变形, 表明该段背斜已不再活动。

关键词: 北天山; 西湖背斜带; 地震反射剖面; 滑脱褶皱; 生长地层
中图分类号:P542 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2020)04-0791-15
QUATERNARY FOLDING OF THE XIHU ANTICLINE BELT ALONG FORELAND BASIN OF NORTH TIANSHAN
WANG Hao-ran1,3), CHEN Jie1), LI Tao1,2), LI Yue-hua1), ZHANG Bo-xuan1)
1)State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2)Research Institute of Petroleum Exploration and Development, PetroChina, Beijing 100029, China
3)Airborne Survey and Remote Sensing Center of Nuclear Industry, Shijiazhuang 050002, China
Abstract

Tianshan is one of the longest and most active intracontinental orogenic belts in the world. Due to the collision between Indian and Eurasian plates since Cenozoic, the Tianshan has been suffering from intense compression, shortening and uplifting. With the continuous extension of deformation to the foreland direction, a series of active reverse fault fold belts have been formed. The Xihu anticline is the fourth row of active fold reverse fault zone on the leading edge of the north Tianshan foreland basin. For the north Tianshan Mountains, predecessors have carried out a lot of research on the activity of the second and third rows of the active fold-reverse faults, and achieved fruitful results. But there is no systematic study on the Quaternary activities of the Xihu anticline zone. How is the structural belt distributed in space?What are the geometric and kinematic characteristics?What are the fold types and growth mechanism?How does the deformation amount and characteristics of anticline change?In view of these problems, we chose Xihu anticline as the research object. Through the analysis of surface geology, topography and geomorphology and the interpretation of seismic reflection profile across the anticline, we studied the geometry, kinematic characteristics, fold type and growth mechanism of the structural belt, and calculated the shortening, uplift and interlayer strain of the anticline by area depth strain analysis.
In this paper, by interpreting the five seismic reflection profiles across the anticline belt, and combining the characteristics of surface geology and geomorphology, we studied the types, growth mechanism, geometry and kinematics characteristics, and deformation amount of the fold. The deformation length of Xihu anticline is more than 47km from west to east, in which the hidden length is more than 14km. The maximum deformation width of the exposed area is 8.5km. The Xihu anticline is characterized by small surface deformation, simple structural style and symmetrical occurrence. The interpretation of seismic reflection profile shows that the deep structural style of the anticline is relatively complex. In addition to the continuous development of a series of secondary faults in the interior of Xihu anticline, an anticline with small deformation amplitude(Xihubei anticline)is continuously developed in the north of Xihu anticline. The terrain high point of Xihu anticline is located about 12km west of Kuitun River. The deformation amplitude decreases rapidly to the east and decreases slowly to the west, which is consistent with the interpretation results of seismic reflection profile and the calculation results of shortening. The Xihu anticline is a detachment fold with the growth type of limb rotation. The deformation of Xihu anticline is calculated by area depth strain analysis method. The shortening of five seismic reflection sections A, B, C, D and E is(650±70) m, (1 070±70) m, (780±50) m, (200±40) m and(130±30) m, respectively. The shortening amount is the largest near the seismic reflection profile B of the anticline, and decreases gradually along the strike to the east and west ends of the anticline, with a more rapidly decrease to the east, which indicates that the topographic high point is also a structural high point. The excess area caused by the inflow of external material or outflow of internal matter is between -0.34km2 to 0.56km2. The average shortening of the Xihubei anticline is between(60±10) m and(130±40) m, and the excess area caused by the inflow of external material is between 0.50km2 and 0.74km2. The initial locations of the growth strata at the east part is about 1.9~2.0km underground, and the initial location of the growth strata at the west part is about 3.7km underground. We can see the strata overlying the Xihu anticline at 3.3km under ground, the strata above are basically not deformed, indicating that this section of the anticline is no longer active.

Keyword: northern Tianshan; Xihu anticline belt; seismic reflection profile; detachement fold; growth strata
0 引言

天山是世界上最长、 最活跃的陆内造山带之一。 新生代以来, 印度和欧亚板块的碰撞使天山遭受了强烈的挤压作用, 既而出现缩短和隆升, 并随着变形向前陆方向不断扩展, 形成了一系列活动逆断裂-褶皱带。 现今的GPS数据显示, 横跨天山的SN向地壳缩短速率在其西段约为20mm/a(Abdrakhmatov et al., 1996; Reigber et al., 2001), 在东天山库车— 奎屯河一线约为8mm/a(图1)(Wang et al., 2001; Yang et al., 2008)。 这些缩短主要被天山两侧的活动褶皱-逆断裂带所吸收。

图1 北天山前陆盆地主要构造简图(改自Avouac et al., 1993)
Ⅰ 齐古逆断裂-背斜带; Ⅱ 吐谷鲁-玛纳斯-霍尔果斯逆断裂-背斜带; Ⅲ 独山子-哈拉安德-安集海逆断裂-背斜带。 (1)西湖背斜; (2)独山子背斜; (3)哈拉安德背斜; (4)安集海背斜; (5)霍尔果斯背斜; (6)玛纳斯背斜; (7)吐谷鲁背斜; (8)呼图壁背斜; (9)齐古背斜。 地震目录来自中国地震台网中心(1970— 2016年)和中国地震信息网(1900— 1969年); GPS数据相对于欧亚大陆稳定地块(引自Yang et al., 2008)Fig. 1 Tectonic map of foreland basin of northern Tian Shan(modified from Avouac et al., 1993).

Saint-Carlier等(2016)获得的南天山库车前陆盆地最前缘— — 亚肯活动背斜晚更新世以来的最大缩短速率为(2.1± 0.4) mm/a, 并认为该背斜约吸收了东天山整体缩短量的25%。 那么, 对于发育在同一经度上的北天山前陆盆地最前缘的西湖活动背斜带而言, 情况又是如何呢?

北天山前陆盆地由南向北主要发育4排中— 新生代褶皱-逆断裂带, 即齐古逆断裂-背斜带、 霍尔果斯玛纳斯吐谷鲁褶皱带、 独山子-安集海褶皱带和西湖-呼图壁背斜带(图1)。 前人对第二、 三排活动褶皱-逆断裂的活动性开展了大量研究, 并取得了丰硕的成果(Avouac et al., 1993; Burchfiel et al., 1999; Poisson et al., 2004; Wang et al., 2004; Daeron et al., 2007; Charreau et al., 2008; Wang et al., 2008; 杨晓平等, 2011; Gong et al., 2014, 2015; Fu et al., 2016), 但与发育在前陆盆地最前缘(北缘)的西湖-呼图壁活动背斜带相关的研究却较少(图1, 2)。 该构造带在空间上是如何展布的?具有怎样的几何学、 运动学特征?褶皱类型、 生长机制如何?背斜变形量、 变形特征又是如何变化的?针对上述问题, 我们通过地表地质与地形地貌分析以及横穿背斜的地震反射剖面的解译, 研究了西湖背斜带的几何学、 运动学特征、 褶皱类型与生长机制等, 并利用面积-深度-应变分析法计算了背斜的缩短量、 隆升量以及层间应变量。

图2 西湖背斜的地形地貌和地质图
a 西湖背斜带的Landsat ETM 卫星影像。 红色实线及编号为地震反射剖面, 黑色实线及编号为地形剖面, 红色实心圆为地震反射剖面解译轴面通过平行投影方法投影到地表的位置, 绿色实心圆为地形剖面显示的背斜出露位置, 白色虚线为背斜轴面在地表投影点的连线, 黑色虚线为背斜出露地表的范围。 b 西湖背斜的地质地貌图(图例同图1)。 c 沿背斜轴线(两侧各2.5km)的条带地形纵剖面图, 地形数据来自12.5m分辨率的ALOS DEM。 d 横穿西湖背斜的地形剖面, 由原始地形减去地形坡度得到, 具体位置见图2aFig. 2 Topography, geomorphology and geology of the Xihu anticline.

1 西湖背斜带地表的地质地貌特征

西湖背斜带位于北天山前陆盆地最前(北)缘, 属于第四排活动背斜带, 与SE向的独山子背斜紧邻, 西起四棵树河以西, 东至奎屯河以东, 发育在独山子背斜丘陵以北的奎屯河的冲洪积扇面上(图1, 2)。 通过Google Earth和ETM影像解译, 可将研究区的冲洪积扇由老至新划分为3期: 第一期Fan1发育在奎屯河、 四棵树河等河流出山口, 分布较广, 遍及西湖背斜、 独山子背斜等地; 第二期冲洪积扇Fan2叠置在第一期的扇体之上, 切割了第一期冲积扇, 在2期扇面上发育一系列扇形放射状的冲沟河道; 第三期冲洪积扇Fan3发育在奎屯河下游, 是正在发育中的现代冲洪积扇(图2b)。

西湖背斜带在地貌上表现为近EW走向的低山丘陵, 由长约33km、 宽约8.5km、 隆起幅度< 100m的平缓褶皱组成, 地表背斜的长宽比为3.9:1, 为典型的短轴褶皱。 利用30m分辨率的SRTM DEM数据, 垂直背斜走向自西向东分别做8条地形横剖面(图2)。 从图2d可以看出, 背斜的形态大致呈对称产出, 北翼比南翼略陡。 走向上, 背斜变形的最大部位出现在剖面g处, 最大变形高度约为84m(褶皱地形高点与两侧未变形地形连线的垂直距离)、 变形宽度约为8.5km, 变形幅度向E、 W两侧减弱, 但向E减弱的速度更快。 背斜在剖面c— i约33km的范围内出露地表, 向两侧则隐伏于第四纪沉积物之下。 在剖面i横坐标为5km处, 地形显示出一个略有起伏的背斜形态, 从横穿背斜的8条地形剖面显示的背斜出露位置及地形特征来看, 剖面i中该位置上背斜不出露地表, 地形的起伏可能是剖面线穿过不同的洪积扇面造成的。

在地形纵剖面上(图2c), 西湖背斜的形态起伏差异较大, 背斜地形的高点位于奎屯河西约12km处, 地形向E在短距离内快速递减, 而向W的递减相对较慢。

由于背斜隆起的幅度小、 河流下切的深度浅, 背斜区内并未出露基岩地层、 未发育基座阶地, 区域以第四纪沉积物为主。 研究区内发育了3条横穿西湖背斜带的河流, 这些河流在背斜区的两岸发育了3级河流阶地, 自高向低依次命名为T3、 T2、 T1, 在向斜区则基本不发育阶地。 其中T3高阶地面发育最为连续, T2和T1阶地面在部分冲沟仅零星发育。 这些河流阶地面横穿西湖背斜带, 且均发生了拱曲变形, 在背斜南翼发生了向S的反向掀斜。 这些阶地面的拔河高度在背斜的核部最大, 向两翼渐小; 同时阶地越老, 其拱曲幅度越大, 向S掀斜的角度越大。

2 西湖背斜的地震剖面解译及构造分析

对于西湖背斜带这类变形幅度小、 生长地层未出露地表且地表未见褶皱陡坎和断层陡坎的与隐伏型活动逆断裂相关的褶皱, 高质量的地震反射剖面是对其进行深部构造解译与建模的重要依据。 本文收集了5条横穿背斜且已进行时深转换的地震反射剖面(图1, 3, 4), 并对这些数据开展分析。 地震反射剖面A— C位于背斜地形的高点附近, 尽管背斜在地表表现为近对称、 低幅度隆起的简单构造样式, 但通过地震反射剖面解译发现西湖背斜地下的深部构造样式较为复杂, 除在背斜内部发育一系列次级断层外, 还在西湖背斜北部也发育一个变形幅度较小的隐伏背斜(西湖北背斜)。 该背斜未出露地表, 虽然在图2d的地形剖面g的最北端表现出轻微的起伏, 但其与地震反射剖面A、 B显示的西湖北背斜的范围不符, 并且在长剖面f和h中也未显示地形起伏。 显然, 西湖背斜构造带并不是简单、 单一的褶皱构造, 而是由至少2个背斜组成的背斜带(图3, 4)。 地震反射剖面D、 E位于背斜西部的隐伏段, 在这2个剖面上背斜的深部仅表现出微弱的隆起。

图3 地震反射剖面B所示的西湖背斜、 西湖北背斜及其缩短量(剖面位置见图1)
a、 b地震反射剖面及解译图, 绿色实线和红色实线分别代表生长前地层和生长地层, 黑色虚线为二者的界限, 轴面通过各强反射层的未变形段与变形段拐点的连线确定。 c 地震反射剖面B的面积-深度-应变分析图解(ADS), 左侧数据从左向右依次代表不同层位的地层缩短量、 线长缩短量和层间应变值。 d 地震剖面的局部放大图示、 断层位置和生长三角楔等, 位置见图3aFig. 3 Seismic reflection interpretation results, area-depth-strain(ADS)analysis results and detail view of
the profile B crossing the Xihu anticline(See Fig. 1 for the profile location).

图4 西湖背斜带的地震反射剖面及解译结果
图中绿色实线、 红色实线、 黑色实线分别代表生长前地层、 生长地层及背斜不活动后沉积的地层, 虚线代表生长前地层与生长地层的界限, 轴面位置通过各强反射层未变形段与变形段拐点的连线确定。 地震剖面解译图中的数据从左向右依次代表不同层位地层缩短量、 线长缩短量和层间应变值Fig. 4 Seismic reflection profile data and interpretation results of Xihu anticline.

为准确地限定与背斜相关的变形参数, 需尽可能多地追踪连续强反射地层。 对地震反射剖面中的生长地层与生长前地层进行识别和区分, 应主要依据以下特征: 1)生长地层由背斜翼部向核部逐渐减薄, 而生长前地层的厚度则大致保持不变; 2)生长前地层的隆升面积自下而上依次增加, 变形幅度逐渐增加, 而生长地层的隆升面积自下而上依次减小, 变形幅度逐渐变小, 隆升面积出现拐折的区域则代表生长前地层与生长地层的分界线。

我们在变形最大处的地震反射剖面B内连续追踪了21条强反射地层, 其中14个层位为生长前地层, 7个层位为生长地层, 生长地层的底界距地表基线约1.95km, 生长前地层(编号14)在背斜南、 北翼的倾角分别为9° 和15° , 翼间角约为156° , 是一个圆弧状平缓不对称褶皱。 区域地层的坡度由背斜两侧向斜区最低点的连线确定, 坡度变化约为± 2° (图3)。 在地震反射剖面A中连续追踪了15条强反射地层, 其中8个层位为生长前地层, 7个层位为生长地层, 生长地层的底界距地表约1.99km, 生长前地层(编号8)在背斜南、 北翼的倾角分别为8° 和14° , 翼间角约为158° , 区域地层坡度为2° S~4° N(图4a)。 在剖面C中连续追踪了18条强反射层, 其中11个层位为生长前地层, 7个层位为生长地层, 生长地层的底界距地表基线约2.01km, 生长前地层(编号11)在背斜南、 北翼的倾角为8° 和10° , 翼间角约为162° , 区域地层坡度为1° ~4° S(图4b)。

生长地层的底界代表了背斜开始活动的时间, 剖面A— C内生长地层的厚度基本一致, 在一定程度上反映背斜在该区域的活动起始时间基本一致。 在地震反射剖面内部识别出一系列次级断层, 断层的活动在局部形成了生长三角楔, 造成物质流入使得核部地层增厚(图3d)。

位于西湖背斜西端隐伏区的地震反射剖面D、 E的深部地层成像较好, 背斜均表现出轻微的隆起变形, 在2条剖面上分别连续追踪了11条强反射层, 距地表3.7~5.2km范围内地层的变形幅度自下而上依次增大, 可以很好地识别出5个生长前地层。 生长前地层(编号5)在背斜南、 北翼的倾角分别为7° 和8° (剖面D)、 6° 和8° (剖面E), 与背斜出露区的地层相比倾角变缓, 翼间角分别为165° 和166° , 同样显示为圆弧状平缓褶皱, 区域地层的坡度变化为± 1° (图4c, d)。 在深部约3.3km处(层位5之上)地层发生反向掀斜, 超覆于下伏褶皱之上, 向上地层仅表现出微弱的起伏, 靠近地表的地层基本不发生变形。 根据上文所述的识别和区分生长地层与生长前地层界限的依据, 我们认为西湖背斜的生长地层发育于3.3~3.7km深度范围内, 远远大于背斜出露区的活动起始时间, 自3.3km深处到地表的地层沉积的同时背斜已基本不活动。 文中收集的5条地震反射剖面由南向北的起始位置基本相同, 地震反射剖面显示西湖背斜发育在距剖面起始位置10~20km的范围内, 但地震反射剖面D、 E显示在西湖背斜南部相邻发育一个背斜, 可能存在的滑脱面出现在约3.8km深处, 西湖背斜地层的超覆现象可能与相邻背斜的活动有关。 根据Burchfiel等(1999)、 Daeron等(2007)对独山子背斜、 安集海背斜的研究, 2条背斜深部可能的断层面分别位于地下5.75km和4.5km处, 与西湖背斜南部的深部断层面发育的位置及深度较为相似。 本研究认为该背斜可能为独山子-哈拉安德-安集海逆断裂-背斜带在北天山前陆盆地西端发育的表现。

在不同地震反射剖面上追踪多个强反射层之后, 由不同地层转折点的连线确定褶皱轴面, 采用Shaw等(1994)提出的轴面填图法将轴面位置以平行投影的方式投影到地表面上, 以此圈定背斜的变形范围(图2)。 背斜EW向构造变形的长度> 47km, 在托古里克莫墩村到奎屯河33km范围内西湖背斜出露地表(图2a中地形剖面c— i之间), 向W 14km的范围内背斜变形隐伏于第四纪沉积物之下, 在奎屯河以东由于缺少地震剖面, 对隐伏区的范围未能很好地限定; SN向最大投影宽度约为12km, 出现在地震反射剖面B附近, 向两侧投影宽度逐渐减小。

在确定褶皱下部断层的几何形态、 断层面位置时, 主要依据: 1)地震反射剖面中可识别的最下部变形层的位置; 2)追踪的强反射地层的连续性, 是否存在地层的错断, 是否存在盲段坡; 3)地震反射剖面本身的成像性, 在不同地层、 存在断层区域的地震反射剖面的清晰度存在差别。 在地震反射剖面A— C中最下部可连续追踪的强反射地层存在微弱变形, 最下部地层的核部距地表基线约6km, 地层的变形幅度向上逐渐增大。 虽然在剖面中可识别出一系列次生断层, 但其发育规模较小, 并未在大范围内连续发育, 故不是构成背斜隆起的主断层。 同时, 地下约7.0km以上的地层成像较好、 较连续, 下部地层成像混杂、 模糊, 分析认为该处为岩性分界线或断层滑脱面的发育处(图3, 4)。 根据前人研究, 北天山区域的滑脱层位于地下7~9km的侏罗纪下部煤系地层中(Burchfiel et al., 1999; 邓起东等, 2000), 我们在地震反射剖面A— C中识别的滑脱面位置距地表基线约7.2km(褶皱核部滑脱面到地表的距离), 坡度为2° S, 与前人所得结果基本一致。 在地震反射剖面D、 E中最下部可追踪的强反射层即背斜核部距地表基线约5km, 剖面中可追踪的强反射地层连续, 不存在盲断坡, 区域滑脱面在地下约6.2km处, 坡度为1° S(图4)。 综上所述, 沿横穿背斜的5条剖面, 西湖背斜显示为滑脱褶皱, 滑脱层位于地下深部6.2~7.2km的侏罗纪下部煤系地层中, 滑脱面的坡度约为1° ~2° S。

在地震反射剖面A— C上, 生长地层从褶皱翼向背斜核部有楔状减薄的趋势(图3d), 地层变形的幅度自下而上逐渐减小。 此外, 所有河流阶地面在背斜南翼均向S掀斜, 阶地越老则掀斜角度越大; 同一阶地面的拔河高度向背斜核部方向增大, 向两翼逐渐降低, 表明西湖背斜是以翼旋转机制生长变形的。

3 西湖背斜带的变形分析

利用面积-深度-应变分析法(Eichelberger et al., 2015; Groshong, 2015)可便捷地判定断层相关褶皱的类型、 确定滑脱面深度、 估算缩短量与层间应变量。

3.1 面积-深度-应变分析方法简介

面积-深度-应变分析法(Eichelberger et al., 2015; Groshong, 2015)是在深度-隆升面积法(Epard et al., 1993; Gonzalez-Mieres et al., 2006, 2011)的基础上通过引入1个新的参数— — 层间应变(e)衍变而生的, 可用于确定断层相关褶皱的类型、 滑脱面的位置、 褶皱缩短量及层间应变量。 深度-隆升面积法(Epard et al., 1993)假设面积守恒, 构造缩短产生的亏损面积全部转化为背斜的隆升面积。 选定参考滑脱面后, 在地震反射剖面上连续追踪多条反射层, 通过对不同反射层的隆升面积与相应层到滑脱面的距离进行线性拟合, 所得直线斜率即为背斜缩短量(图3c)。

利用面积-深度关系求出褶皱缩短量后, 可采用:

e=(L1/L0)-1(1)

L0=W+D(2)

计算是否存在层间应变量(e)。 其中, L0为未变形前的地层长度, L1为变形后的长度, D为构造缩短量, W为地层变形后的长度(L1)在地形线方向投影的长度(图3c)。 层间应变值的计算对评估地震剖面解译的可靠性、 分析褶皱的变形机制和类型具有重要意义。 对于不同的构造背景, 如拉伸环境, 变形后地层的长度(L1)比变形前地层(L0)更大, e值为正; 挤压环境下地层缩短弯曲, e值为负。 对于挤压环境下褶皱变形过程中线长守恒的情况(L1=L0), e=0。 随着线长缩短在整体缩短量中的比重不断减小, e的绝对值逐渐变大, 该变化为分析线长缩短在褶皱变形中的贡献提供了依据。

3.2 西湖背斜带的缩短量、 隆升量及层间应变量

通过对不同地震反射剖面的生长地层和生长前地层进行分析, 应用面积-深度-应变分析法对西湖背斜带的缩短量、 隆升量、 层间应变值进行了计算。 对地震反射剖面B的生长前地层隆升面积和深度数据进行拟合得到1条直线, 说明在褶皱生长过程中基本不存在简单剪切变形, 背斜缩短量即为拟合直线斜率的倒数((1 070± 70) m)。 直线与横轴的交点为0.36, 显示背斜形成过程中产生的盈余面积约为0.36km2(图3c, 5a)。 盈余面积的产生有2种可能: 1)在面积守恒的情况下, 即背斜缩短产生的亏损面积全部转化为背斜的隆升面积, 若选定的滑脱面与真实滑脱面不符, 则会产生盈余面积; 2)在面积不守恒的情况下, 在褶皱变形过程中若存在外来物质流入或内部物质流出, 也会产生盈余面积。 我们确定的滑脱面位置与前人得到的北天山区域滑脱层的深度(Burchfiel et al., 1999; 邓起东等, 2000)基本一致。 在地震反射剖面内部可识别很多次生断层, 可见由断层活动造成的核部地层增厚(图3d), 在一定程度上会造成褶皱内部物质与外部的交换, 因此我们认为0.36km2的盈余面积是由于褶皱变形过程中存在物质流入造成的。

图5 褶皱缩短量、 隆升量随距滑脱面深度变化图解
a、 d、 f、 g 西湖背斜滑脱面之上深度-隆升面积关系的图解; b、 e、 h 西湖背斜缩短量、 线长缩短量随距滑脱面深度变化的图解; c 西湖背斜隆升量随深度变化的图解; i 西湖北背斜滑脱面之上深度-隆升面积关系的图解Fig. 5 A sketch showing the variation of shortening and uplift with the distance from detachment of anticline.

生长地层记录了褶皱起始变形至今不同时间的变形量, 地层时代越新, 则褶皱的变形量越小(图5b, e, h)。 在地震反射剖面B, 生长地层的缩短量向上随着与滑脱面距离的增大而逐渐减小, 具有较好的线性关系(图5b); 地层缩短率(dS/dt)与地层沉积速率(dH/dt)的比值(dS/dH)恒定为 0.44± 0.03。 Charreau等(2005, 2009)基于磁性地层年代学结果认为北天山地区的沉积速率在长时间范围内保持不变。 据此, 我们认为西湖背斜缩短速率自起始变形以来可能是恒定的。

层间应变分析的结果显示(图3c), 对于生长前地层而言, 层间应变e值的变化范围为- 6.0%~- 7.0%, 整体显示出挤压构造特征, 在褶皱变形过程中线长并不守恒, 除存在由地层弯曲引起的缩短外, 还存在由剪切作用(纯剪)引起的缩短。 层间应变值的绝对值向上随着与滑脱面距离的增大而逐渐减小, 反映地层的隆升面积向上逐渐增大, 线长的缩短量在整体缩短量中所占的比例逐渐增加。 对于生长地层, e值的变化范围为- 5.4%~- 2.5%, 其绝对值向上逐渐减小, 反映了随着生长地层时代的逐渐变新, 地层隆升的面积变小, 生长地层整体的缩短量逐渐减小, 虽然线长的缩短量也逐渐减小, 但其在整体缩短量中所占的比例却逐渐增加。 为了能够直观地了解线长缩短在褶皱不同层位的变化规律, 我们利用现今变形地层与其在地形线方向投影长度的差值计算了不同层位的线长缩短量(图3c), 分析结果得到的整体趋势表明, 1— 14层线长缩短量逐渐增加、 15— 21层逐渐减小。 生长前地层的最大线长缩短量约为164m, 占整体缩短的15%, 说明褶皱在生长过程中, 缩短量主要是由剪切变形引起, 地层弯曲的缩短只占很小的比例, 这与Gonzalez-Mieres等(2011)研究的滑脱褶皱变形实例的结果基本一致。 总体而言, e值的变化具有很好的规律性, 不存在个别地层出现解译异常的现象, 这也说明本研究的地震反射剖面解释较为合理。

在各地震反射剖面, 层间应变值都显示自下而上绝对值逐渐变小的趋势, 反映自下而上地层线长缩短在整体缩短中所占的比例逐渐增加, 并且层间应变值绝对值的均值从剖面B向两侧有减小的趋势, 褶皱变形量越小、 层间应变值绝对值越小, 这可能反映了随着褶皱变形幅度的增加, 线长缩短占整体缩短量的比重逐渐减小, 褶皱缩短主要是由层间剪切引起的。

沿地震反射剖面A、 C、 D、 E, 背斜缩短量分别为(650± 70) m、 (780± 50) m、 (200± 40) m、 (130m± 30)(图5), 缩短量沿走向在背斜地形的高点(地震反射剖面B附近)最大, 向背斜东、 西两端逐渐减小, 向E递减更快, 表明地形高点也是构造高点。 计算的盈余面积依次为0.56km2、 -0.34km2、 0.56km2和0.52km2(图5), 地震反射剖面C反映在背斜的变形过程中存在少量物质流出, 其余位置存在一定物质流入。

选取横跨西湖北背斜的2个地震反射剖面A和B, 计算该背斜的缩短量, 结果分别为(60± 10) m和(130± 40) m(图5i), 由物质流入造成的盈余面积分别为0.50km2和0.74km2。

除计算了背斜的缩短量外, 我们以地震反射剖面B为例对背斜的隆升历史进行了分析, 利用所追踪的强反射地层的最高点与其在地形线投影的高度差值来计算每层的隆升量。 图5c为地层隆升量与该地层在深度方向与滑脱面距离的关系图。 从图中可以看到生长前地层、 生长地层隆升量与隆升面积、 线长缩短量存在同样的变化规律: 随着距滑脱面深度的增加, 生长前地层的隆升量逐渐变大, 最大隆升量(约940m)出现在生长地层的起始位置, 这与典型滑脱褶皱隆升量的变化趋势一致。 由于沉积和构造作用的共同影响, 随着距滑脱面深度的增加, 生长地层的隆升量逐渐减小, 地层隆升量(U)与地层厚度(H)的比值dU/dH恒定为 0.34± 0.02, 则隆升速率与沉积速率的比值也为恒定值, 其值< 1。 前人的研究结果表明, 当褶皱的隆升速率与沉积速率的比值< 1时, 褶皱变形引起的构造隆升将完全被同时期的沉积地层覆盖, 地表的地形不会出现起伏(Daeron et al., 2007)。 由于西湖背斜存在一定的地形起伏, 因此我们认为在距今一定时间内背斜的隆升速率可能大于沉积速率。

4 认识与讨论
4.1 西湖背斜带的空间展布与几何学特征

西湖背斜带在地貌上西起托古里克莫墩村, 东至奎屯河, 由长约33km、 宽约8.5km、 隆起幅度< 100m的平缓褶皱组成。 利用轴面填图法将地震反射剖面解译的褶皱轴面通过平行投影的方式投影到地表面, 以此圈定褶皱变形的范围。 背斜构造EW向的变形长度> 47km、 SN向的最大投影宽约12km, 在地表变形幅度小、 构造样式简单, 呈对称状产出。 地震反射剖面解译结果显示背斜带的深部构造样式相对更为复杂, 除在西湖背斜核部发育一系列次级断层外, 在其北侧发育一个变形幅度较小的背斜(本研究称之为西湖北背斜)。 西湖背斜的地形高点位于奎屯河以西约12km处, 向E变形幅度快速递减, 向W减小的速率相对较慢, 这与地震反射剖面解译结果及缩短量计算结果一致。

4.2 西湖背斜带的滑脱面深度、 褶皱类型及生长机制

在5条地震反射剖面上均可清晰地识别出1条控制西湖背斜带生长的近水平的滑脱面, 该滑脱面可能发育在侏罗系下部的煤系地层内。 利用面积-深度-应变分析法估算得到背斜带东部的滑脱面深度约为7.2km, 该滑脱面略微S倾, 坡度为2° ; 在西部滑脱面略浅, 其深度约为6.2km, 也略微S倾, 倾角为1° 。 尽管在地震反射剖面深部识别出了一系列次级断层, 但其发育规模小, 并未发现控制褶皱生长的主断坡。 地震反射剖面在背斜两翼均发育生长地层, 远离背斜核部其倾角渐小, 其厚度向背斜核部呈楔状减薄。 横穿背斜的河流阶地面均发生了拱曲变形, 在背斜南翼发生了向S的反向掀斜; 阶地越老, 则拱曲幅度越大、 掀斜角度越大。 这些变形特征表明西湖背斜带是以翼旋转机制生长的滑脱褶皱。

4.3 西湖背斜带褶皱变形的起止时间

在西湖背斜地表出露区东段的地震反射剖面A— C中, 生长地层的起始位置基本相同, 分别位于深约1.95km、 1.99km和2.01km处, 表明该处褶皱变形起始的时间基本相同。 该处所有横穿背斜的河流阶地面均发生褶皱拱曲, 表明现今背斜在长约33km的地表出露区内仍在褶皱抬升中。

在背斜隐伏区西端的地震反射剖面D、 E中, 生长地层的起始位置位于3.7km深处, 在3.3km深处可见上覆地层超覆于西湖背斜之上, 上覆地层基本未发生变形, 背斜已不再活动, 据此认为西湖背斜在长约14km的西段隐伏区内已不再活动。

西湖北背斜的变形幅度远小于西湖背斜, 两者生长地层产出的位置基本相同, 因此西湖北背斜变形的起始时间应与西湖背斜相同, 现今仍在活动中。

4.4 西湖背斜带的变形特征与缩短量、 隆升量

利用面积-深度-应变分析方法计算了西湖背斜的变形量, 5条地震反射剖面A— E的缩短量依次为(650± 70) m、 (1 070± 70) m、 (780± 50) m、 (200± 40) m和(130± 30) m。 缩短量在背斜地形高点(即地震反射剖面B附近)最大, 沿走向向背斜东、 西两端逐渐减小, 向E递减更快, 这表明地形高点也是构造高点。 5条地震反射剖面的盈余面积依次为0.56km2、 0.36km2、 -0.34km2、 0.56km2和0.52km2。 在地震反射剖面深部发育一系列次级断层, 我们认为褶皱在变形过程中面积不守恒, 盈余面积的产生是由外部物质流入或内部物质涌出造成的。

在区域沉积速率相同并保持不变的情况下, dS/dH值在一定程度上反映了背斜缩短速率的变化。 在地震反射剖面A— C中, 由生长地层计算的缩短速率dS/dt与沉积速率dH/dt的比值dS/dH分别为 0.23± 0.02、 0.44± 0.03和 0.30± 0.04, 这可能表明背斜缩短速率在地形高点处最大, 向E、 W两端逐渐减小。

在不同地震反射剖面上均发现层间应变值绝对值自深部向上逐渐减小, 表明线长缩短量占总缩短量的比重自深部向上逐渐增大。 生长前地层的背斜隆升量自深部向上逐渐增大, 在生长地层的起始位置发生拐折, 之后逐渐减小, 背斜的最大隆升量约为940m。

通过地震反射剖面A、 B计算得到西湖北背斜的平均缩短量分别为(60± 10) m和(130± 40) m, 由外部物质流入产生的盈余面积为0.50km2和0.74km2。

参考文献
[1] 邓起东, 冯先岳, 张培震, 等. 2000. 天山活动构造 [M]. 北京: 地震出版社: 198—210.
DENG Qi-dong, FENG Xian-yue, ZHANG Pei-zhen, et al. 2000. Active Tectonics of the Chinese Tianshan Mountains [M]. Seismological Press, Beijing: 198—210(in Chinese). [本文引用:2]
[2] 杨晓平, 李安, 黄伟亮, 等. 2011. 天山北麓活动背斜区河流阶地与古地震事件[J]. 地震地质, 33(4): 739—751. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2011. 04. 001.
YANG Xiao-ping, LI An, HUANG Wei-liang, et al. 2011. Paleoearthquake events and formation of river terraces in active anticline region, northern piedmont of Tianshan Mountains, China[J]. Seismology and Geology, 33(4): 739—751(in Chinese). [本文引用:1]
[3] Abdrakhmatov K Y, Aldazhanov S A, Hager B H, et al. 1996. Relatively recent construction of the Tien Shan inferred from GPS measurements of present-day crustal deformation rates[J]. Nature, 384(6608): 450—453. [本文引用:1]
[4] Avouac J P, Tapponnier P. 1993. Active thrusting and folding along the northern Tien Shan and late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Kazakhstan[J]. Journal of Geophysical Research, 98(B4): 6755—6804. [本文引用:1]
[5] Burchfiel B C, Brown E T, Deng Q D, et al. 1999. Crustal shortening on the margins of the Tien Shan, Xinjiang, China[J]. International Geology Review, 41(8): 665—700. [本文引用:4]
[6] Charreau J, Avouac J P, Chen Y, et al. 2008. Miocene to present kinematics of fault-bend folding across the Huerguosi anticline, northern Tianshan(China), derived from structural, seismic, and magnetostratigraphic date[J]. Geology, 36(11): 871—874. [本文引用:1]
[7] Charreau J, Chen Y, Gilder S, et al. 2005. Magnetostratigraphy and rock magnetism of the Neogene Kuitun He section(northwest China): Implications for late Cenozoic uplift of the Tianshan Mountains[J]. Earth and Planetary Science Letters, 230(1-2): 177—192. [本文引用:1]
[8] Charreau J, Chen Y, Gilder S, et al. 2009. Neogene uplift of the Tian Shan Mountains observed in the magnetic record of the Jingou River section(northwest China)[J]. Tectonics, 28(2): 1—22. [本文引用:1]
[9] Daeron M, Avouac J, 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(B3): 1—19. [本文引用:3]
[10] Eichelberger N W, Hughes A N, Nunns A G. 2015. Combining multiple quantitative structural analysis techniques to create robust structural interpretations[J]. Interpretation, 3(4): 89—104. [本文引用:2]
[11] Epard J L, Groshong R H. 1993. Excess area and depth to detachment[J]. AAPG Bulletin, 77(8): 1291—1302. [本文引用:2]
[12] Fu X, Li S H, Li B, et al. 2016. A fluvial terrace record of late Quaternary folding rate of the Anjihai anticline in the northern piedmont of Tian Shan, China[J]. Geomorphology, 278: 91—104. [本文引用:1]
[13] Gong Z J, Li S H, Li B. 2014. The evolution of a terrace sequence along the Manas River in the northern foreland basin of Tian Shan, China, as inferred from optical dating[J]. Geomorphology, 213: 201—212. [本文引用:1]
[14] Gong Z J, Li S H, Li B. 2015. Late Quaternary faulting on the Manas and Hutubi reverse faults in the northern foreland basin of Tian Shan, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 424: 212—225. [本文引用:1]
[15] Gonzalez-Mieres R, Suppe J. 2006. Relief and shortening in detachment folds[J]. Journal of Structural Geology, 28(10): 1785—1807. [本文引用:1]
[16] Gonzalez-Mieres R, Suppe J. 2011. Shortening histories in active detachment folds based on area-of-relief methods [A]//McClay K R, Shaw J, Suppe J(eds). Thrust Fault-related Folding: 39—67. [本文引用:2]
[17] Groshong R H. 2015. Quality control and risk assessment of seismic profiles using area-depth-strain analysis[J]. Interpretation, 3(4): 1—15. [本文引用:2]
[18] Poisson B, Avouac J P. 2004. Holocene hydrological changes inferred from alluvial stream entrenchment in north Tian Shan(northwestern China)[J]. The Journal of Geology, 112(2): 231—249. [本文引用:1]
[19] Reigber C, Michel G W, Galas R, et al. 2001. New space geodetic constraints on the distribution of deformation in Central Asia[J]. Earth and Planetary Science Letters, 191(1-2): 157—165. [本文引用:1]
[20] Saint-Carlier D, Charreau J, Lave J, et al. 2016. Major temporal variations in shortening rate absorbed along a large active fold of the southeastern Tianshan piedmont(China)[J]. Earth and Planetary Science Letters, 434: 333—348. [本文引用:1]
[21] Shaw J H, Suppe J. 1994. Active faulting and growth folding in the eastern Santa Barbara Channel, California[J]. Geological Society of America Bulletin, 106(5): 607—626. [本文引用:1]
[22] Wang C Y, Yang Z E, Luo H, et al. 2004. Crustal structure of the northern margin of the eastern Tien Shan, China, and its tectonic implications for the 1906 M~7. 7 Manas earthquake[J]. Earth and Planetary Science Letters, 223(1-2): 187—202. [本文引用:1]
[23] Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T. 2001. Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements[J]. Science, 294(5542): 574—577. [本文引用:1]
[24] Wang S L, Chen Y, Lu H F. 2008. Growth of the Huoerguosi anticline(north Tianshan Mountains)by limb rotation since the late Miocene[J]. Chinese Science Bulletin, 53(19): 3028—3036. [本文引用:1]
[25] Yang S M, Li J, Wang Q. 2008. The deformation pattern and fault rate in the Tian-shan Mountains inferred from GPS observations[J]. Science in China, 51(8): 1064—1080. [本文引用:1]