宮會玲

（廣東省地震局，廣州510070）

越西盆地晚第四紀(jì)構(gòu)造活動的初步認識

宮會玲

（廣東省地震局，廣州510070）

宮會玲.越西盆地晚第四紀(jì)構(gòu)造活動的初步認識[J].華南地震，2016，36（1）：49-58.[GONG Huiling.Preliminary Understanding of Late Quaternary Tectonic Activity of Yuexi Basin[J].South china journal of seismology，2016，36（1）：49-58.]

大涼山斷裂帶是鮮水河-小江斷裂帶的重要組成部分，對該條斷裂帶的研究對研究青藏高原向南東方向的側(cè)向擠出有重要意義。通過野外觀察和航片解譯，我們在大涼山斷裂帶北段的越西盆地內(nèi)發(fā)現(xiàn)很好的沖洪積扇、階地等地貌構(gòu)造變形，因此鮮水河-小江斷裂體系分配到大涼山的走滑分量可能在越西盆地轉(zhuǎn)化為地貌的變形。

越西盆地；構(gòu)造地貌；滑動速率

0 引言

青藏高原以其特有的地形、地貌等構(gòu)造特征引起世界各國科學(xué)家廣泛的研究興趣。青藏高原地質(zhì)地貌特征的形成源于大約55Ma前印度板塊和歐亞板塊的碰撞及從那時起延續(xù)至今的南北向擠壓[1]。關(guān)于高原的變形機制的理論主要有：Molnar & Tapponnier[2]，根據(jù)滑線理論提出高原巖石圈物質(zhì)發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)，并在此基礎(chǔ)上形成后來的“大陸逃逸學(xué)說”；另外一些學(xué)者[3-4]認為大陸巖石圈是有分層的，上部分為脆性形變，下部分以粘塑性流變?yōu)橹鳎嗖馗咴穆∑鹗怯上碌貧ず蜕系蒯５臋M向擠壓增厚造成。而不論是上述哪種理論都存在合理部分與不合理部分，造成的原因是對這些地區(qū)的構(gòu)造變形缺乏充分的資料，以真實地限定這些模型的建立。因此，需要我們加強對青藏高原周緣新生代構(gòu)造變形的研究。

為了發(fā)展或限制陸內(nèi)變形幾何學(xué)的或者是動力學(xué)的模式，用來重建區(qū)域構(gòu)造變形類型的構(gòu)造，必須和變形是同期的。這種重建在全新世和更新世來做是最好的，因為對老的地質(zhì)構(gòu)造建立同期變形是很困難的。除此之外，在我們對較老的變形記錄進行定量的時候，我們必須知道并且去除較年輕的變形的影響。在四川南部和云南北部，有許多比較大的新的活斷層，這些斷層和正在進行的印度板塊和歐亞板塊的會聚是有聯(lián)系的。

位于四川南部和云南中部的鮮水河-小江斷裂體系是一個明確的左旋走滑斷裂體系，它在云南中部走向南北，在四川南部走向北西，是中國活動斷層體系中比較重要的一條。它由許多分支平行的活動或較新的構(gòu)造組成，長度上超過1 200 km。該斷裂體系可以分為三個自然段，即北段的北西向鮮水河斷裂帶、中段的近南北向安寧河-則木河斷裂帶和大涼山斷裂帶以及南段的北西和近南北向小江斷裂帶。該斷裂體系被認為是印度板塊和歐亞大陸匯聚而產(chǎn)生的主要變形區(qū)之一，沿其邊界的地震活動和地質(zhì)證據(jù)均表明該地區(qū)的變形是以向南的走滑運動和旋轉(zhuǎn)為特征[2，5-6]。對鮮水河-小江裂帶晚第四紀(jì)以來的構(gòu)造活動的研究對探討青藏高原的構(gòu)造演化和陸內(nèi)變形具有重要的意義，有助于我們很好地理解青藏高原巖石圈碎塊的側(cè)向擠出、斷裂帶上地質(zhì)體變形經(jīng)歷的時間以及整個斷裂體系與印度板塊和歐亞板塊陸內(nèi)變形機制的關(guān)系等問題，進而更好地了解青藏高原的起源和形成過程。

本文主要是通過利用精細測量和年代學(xué)研究來獲得越西盆地的內(nèi)的各種構(gòu)造地貌的變形資料以及形成年代。

1 越西盆地活動構(gòu)造研究現(xiàn)狀

圖1 越西盆地的地理位置圖Fig.1 Location map of the Yuexi basin

越西盆地位于北緯28°22＇～29°22＇，東經(jīng)101° 48＇～102°48＇之間（圖1），在我國西南四川省涼山州境內(nèi)，位于小相嶺東側(cè)。盆地呈南北長條形展布，越西河自南向北貫穿整個盆地。大涼山斷裂的北偏西走向的次級斷裂越西斷裂從盆地的東緣穿過。

從越西盆地東緣穿過的越西斷裂是大涼山斷裂的次級斷裂，位于大涼山斷裂北段，全長大約有30 km。航、衛(wèi)片解譯和野外地震地質(zhì)觀察表明越西斷裂與同屬于大涼山斷裂帶的次級斷裂帶普雄河斷裂、布拖斷裂和交際河斷裂成羽列組合（如圖2）。其中越西斷裂與普雄河斷裂左階羽列距為4 km左右[7]。

大涼山斷裂帶是鮮水河-小江斷裂體系帶的一個重要組成部分。鮮水河-小江斷裂體系帶構(gòu)成南東青藏塊體的東邊界。鮮水河-小江斷裂帶主要由鮮水河斷裂、安寧河斷裂、則木河斷裂、大涼山斷裂和小江斷裂組成。

圖2 大涼山斷裂空間展布圖Fig.2 The distribution map of Daliangshan fault

其中，鮮水河斷裂帶是一條走北西40°～50°，向北東方向突出的大型左旋走滑斷裂，斷裂總體傾向北東，傾角約70°，斷面較陡直[8]。鮮水河斷裂位于南東青藏塊體東邊界斷裂的北段，是一條第四紀(jì)以來強烈活動的活動斷裂帶，是我國陸內(nèi)重要的強震發(fā)生帶之一，從1725年到1983年，沿鮮水河-小江斷裂體系的鮮水河斷裂這一段分布著9次震級在7～7.9和13次震級在6～6.9的地震。最大的震源深度大于有20 km。Allen在1995年已經(jīng)證明為斷層的這一段左旋走滑的活動性。Allen認為沿鮮水河斷裂西段的滑動速率為15±5mm/yr，沿斷裂帶的東段的滑動速率為5mm/yr。更近一些，聞學(xué)則等[9]提出沿該斷裂帶上的爐霍-道孚段的滑動速率為7.2 mm/yr。Zhou RongJun et.al[10]通過對斷層崖、洪積扇等的位移的測量以及碳十四和熱釋光測年認為鮮水河斷裂南東段活動速率為l0 mm/yr左右。

晚更新世開始具有強烈活動性的安寧河斷裂，全長近160 km[10]，總體走向呈近南北，安寧河斷裂位于揚子臺地西緣，北端起自康定、瀘定間的金湯附近，向南經(jīng)石棉、冕寧、西昌、德昌、鹽邊、米易、會理、攀枝花，甚至過金沙江延伸入云南境內(nèi)，斷裂北端為鮮水河斷裂，南接則木河斷裂。沿斷裂帶兩側(cè)展布著震旦系的變質(zhì)巖系地層，其上不整合覆蓋著殘缺不全的古生代地臺型沉積蓋層。在上述地質(zhì)環(huán)境內(nèi)，從震旦紀(jì)到古生代期間是一個只有局部、短暫沉積而環(huán)境不斷變化的隆起；晚三疊紀(jì)以后，隆起中部許多地方發(fā)生大幅度的凹陷，從而沉積了大量的巨厚型紅色地層。安寧河斷裂帶以西昌、太和為界分為南北兩個構(gòu)造段，第四紀(jì)沉積物在北段的變形要比在南段的變形大。在第四紀(jì)晚期，由于活斷裂多次、反復(fù)的活動，使安寧河斷裂兩側(cè)的地貌特征發(fā)生變化，如階地、沖洪積扇、小沖溝、山脊和陡坎等的位錯和變化。這種變化能反映過斷層的存在[10]。周榮軍[7]通過對該地區(qū)的沖溝、洪積扇、河流階地、冰磧物等地貌體的斷錯的測量以及碳十四和熱釋光測年得出安寧河斷裂冕寧北段的滑動速率為4.7～5.3mm/yr。聞學(xué)澤[9]利用沖溝、洪積扇等的位錯量結(jié)合碳十四測年得出安寧河水平滑動速率為4.5 mm/a。

則木河斷裂東南起自云南巧家，西北抵達四川西昌，總長約150 km，總體走向北40°西。根據(jù)野外調(diào)查與航片解譯，發(fā)現(xiàn)該斷裂在西昌以北逐漸向北偏轉(zhuǎn)，并與近南北向的安寧河斷裂帶匯成一體；在則木河斷裂和安寧河斷裂相銜接的處附近，則木河斷裂分裂成為南北兩條斷裂。南部的斷裂走滑進入西昌以西10 km的安寧河峽谷內(nèi)，它使安寧河發(fā)生了10 km的左旋走滑位錯。北部的斷裂走滑進入西昌附近的一個寬闊的峽谷內(nèi)，谷地內(nèi)部有較深的邛海。而在巧家以北約10 km處在與位于其東側(cè)的大涼山斷裂合并后再與近南北向的小江斷裂帶相接。在則木河斷裂帶內(nèi)的河流通常有幾百米甚至2～3 km的左旋走滑位錯。在寧南，則木河斷裂穿過的一個山脊出現(xiàn)了4.5 km的左旋走滑位錯。在同一區(qū)域內(nèi)的一些河流，發(fā)生了1～3 km的左旋走滑位錯。杜平山[11]通過對沖溝、河流和山脊等的位移的測量以及碳十四測年得出則木河斷裂的水平滑動速率為4.5～5.7 mm/a。

小江斷裂帶總體上呈南北展布，小江斷裂帶可以被分為三段：北段、中段和南段。北段為巧家北-蒙姑段；中段分為東西兩支。東支經(jīng)東川、功山、尋甸至宜良再分為多支，近平行南延，直達建水盆以南；西支經(jīng)湯丹、烏龍、金源、車湖、陽宗海至撫仙湖之后逐漸消失；南段為中段東支主斷裂以南發(fā)育的一些斷裂。北起巧家以北往南經(jīng)蒙姑，全長超過400 km[12]。小江斷裂帶內(nèi)的斷層斜切過華南褶皺逆斷裂帶中北東走向的構(gòu)造，這種構(gòu)造主要由古生代、中生代和很少的新生代巖石以及北面的原生代低級變質(zhì)巖石構(gòu)成。這些原生代巖石構(gòu)成揚子臺地的基座。這些褶皺和逆斷裂的傾向北東，但是在局部，最南端接近紅河斷裂帶處，它們沿東西走向發(fā)生彎曲，在昆明附近的區(qū)域，褶皺和斷裂的走向都不規(guī)則。小江斷裂帶也是一條地震頻發(fā)帶，自1 500年以來沿斷裂帶有38次地震記載，其中有3次地震接近和等于8級。He Honglin[13]根據(jù)斷錯地貌以及這些斷錯地貌的碳十四年代或熱釋光年代，推算了小江斷裂帶第四紀(jì)晚期的左旋走滑速率為13.0～16.5 mm/a。

1.2.2手術(shù)病理檢查 在術(shù)中切除腦膜瘤病灶組織為樣本，應(yīng)用10%甲醛妥善固定，再行脫水、浸蠟、包埋、切片等處理，并行HE染色和免疫組織化學(xué)染色。

大涼山斷裂帶位于四川大涼山腹地，是川西斷裂帶的重要組成部分。該斷裂帶位于安寧河、則木河斷裂帶的東側(cè)，北起石棉，與鮮水河斷裂成左階羽列，向南經(jīng)過海棠、越西、普雄、昭覺竹核、拖都、吉夫拉丁、交際河至云南巧家與小江斷裂呈右階羽列，全長280 km。大涼山斷裂帶的四條次級斷裂，石棉-越西斷裂、普雄斷裂、布拖斷裂和交際河斷裂均存在明顯的斷錯地貌現(xiàn)象，晚更新世晚期—全新世以來的平均水平滑動速率介于2.6～3.9 mm／a之間，平均值約為3 mm／a[7]。大涼山斷裂帶的空間展布圖（見圖2）。

Wang E，et al[14]對鮮水河-小江斷裂體系的滑動速率研究得出整個斷裂體系上的滑動速率的范圍從鮮水河斷裂帶的15～30 mm/yr；到達安寧河-則木河后斷裂的滑動速率變?yōu)?2～28 mm/yr；在大涼山斷裂上的滑動速率為2～5 mm/yr；東、西小江斷裂帶山的滑動速率分別為：9～23 mm/yr和3～8 mm/yr。通過分析他認為鮮水河-小江斷裂帶上的滑動速率向南逐漸變小。

在取得上述研究成果的同時，也暴露了一些需要深入研究和認真思考的問題：

（1）對于鮮水河-小江斷裂體系的滑動速率有兩種說法：一是斷裂體系上的滑動速率從北到南逐漸變小，而另一種認識是鮮水河-小江斷裂體系上的滑動速率是中間的安寧河-則木河斷裂帶和大涼山斷裂段最小，兩端的鮮水河斷裂和小江斷裂的滑動速度大，目前來看兩種理論都有其正確性，但到底哪一個是真正正確的呢？

（2）盡管存在兩種說法，但有一點是肯定的，就是斷裂體系上的滑動速率從北向南過了鮮水河斷裂帶后，在中間段的安寧河-則木河斷裂和大涼山斷裂帶上的水平滑動速率明顯變小，也就是說發(fā)生了滑動速率的消減。什么樣的原因使其消減？消減多少？消減到何處？

大涼山斷裂帶晚新生代以來左旋錯動的新發(fā)現(xiàn)給我們這樣一個重要的啟示：安寧河、則木河的位移虧損和滑動速率顯著降低可能是由于一部分走滑分量被分配到大涼山斷裂帶上，另一部分則可能是在大涼山處以地殼隆升的形式實現(xiàn)。因此，大涼山斷裂帶的左旋走滑運動是和青藏高原東緣的側(cè)向擠出過程密切相關(guān)的，同屬一個統(tǒng)一的構(gòu)造變形系統(tǒng)。

2 研究思路及方法

通過航片解譯和野外實地觀察，發(fā)現(xiàn)在大涼山斷裂帶北段的越西盆地內(nèi)構(gòu)造地貌發(fā)育較好。越西盆地內(nèi)見河漫灘、階地、洪積扇。以洪積扇和一級階地較為發(fā)育。一級階地的堆積呈帶狀分布，高出河水面兩米左右。二級階地多被扇掩蓋，高出河水面約15～20 m，局部見基座。三級基座階地分布零星，階地面遭破壞，高出河水面90～200 m不等。洪積扇前緣多陡坎，高出河水面5～15 m不等。在巖性方面，一級階地二元結(jié)構(gòu)明顯，亞沙土或亞粘土厚約1～3 m，砂礫卵石層厚10～200 m，洪積扇下有冰磧泥礫。陳桂華[15]通過對越西盆地柏香營處的構(gòu)造地貌的研究，認為盆地東緣至少發(fā)育三級沖洪積扇和洪積臺地，其中T3洪積臺地分布最高，受后期侵蝕改造的臺地面殘留不完整，臺地淺部堆積為棕紅色黏土。T2洪積臺地則沿盆地東緣條形展布，被一系列東西向深溝切割。T1沖洪積扇是最新最大規(guī)模的沖洪積堆積，具有典型的扇形狀態(tài)。

圖3 越西盆地的衛(wèi)星影像圖Fig.3 Satellite images of the Yuexi basin

筆者通過對越西盆地的航片解譯和現(xiàn)場野外觀察發(fā)現(xiàn)盆地內(nèi)的構(gòu)造地貌從北到南主要分布在盆地的東緣（圖3），對比盆地東、西緣沖洪積扇發(fā)育情況可以看到盆地西緣的沖洪積扇前后期之間沒有明顯的陡坎，且在盆地的西緣只是零星分布著一級階地，沒有見到二級階地。

這種差異關(guān)系說明盆地東緣的陡坎是斷裂作用形成的，而非侵蝕陡坎。

地點1。新民。在新民附近，除了在其周圍發(fā)育較好的一級階地和向南約2～3 km的地方有一級階地分布外，沒有見到二級或者更早期的階地發(fā)育。圖4所示為新民附近的構(gòu)造地貌解譯結(jié)果。

地點2。越西縣城。在越西縣城這一段盆地東邊構(gòu)造地貌發(fā)育較好，一、二、三級階地都比較明顯，二、三級階地的連續(xù)性被東西走向的沖溝切割開來，但是在盆地西側(cè)僅有一級階地發(fā)育（如圖5、圖6），在一級階地T1和河漫灘T0之間以及一級階地和二級階地之間都有明顯的斷層陡坎證明有斷層通過。在野外，我們在越西盆地的東緣的階地實測了三條剖面，如圖6中p1、p2、 p3，三條剖面的位置如圖5中所示。其中p1反映出低階地由于斷層活動成的隆起；p2和p3反映多級階地面以及其所反映的斷層活動。

圖4 新民附近構(gòu)造地貌圖Fig.4 The tectonic geomorphology map around Xinmin

圖5 越西縣城東盆地東緣的構(gòu)造地Fig.5 The tectonic geomorphology map of the eastern of Yuexi country

地點3。螞蟥溝。在螞蟥溝處，越西河?xùn)|邊發(fā)育有一、二和三級階地，其中T3為洪積臺地的殘余體。其中T1為一大的洪積扇，為了找出斷層活動造成的洪積扇的變形點，我們在螞蟥溝實測了一條地形剖面，如圖9。剖面P4的位置如圖8中所示。

圖6 越西縣城西盆地西緣的構(gòu)造地貌圖Fig.6 The tectonic geomorphology map of the western of Yuexi country

圖7 P1、P2、P3剖面圖Fig.7 The profiles of P1，P2，P3

圖8 螞蟥溝附近構(gòu)造地貌圖Fig.8 The tectonic geomorphology map around Mahuanggou

圖9 剖面圖P4Fig.9 The profile of P4

地點4。柏香營。在螞蟥溝向南到柏香營這一段，三級階地受強烈改造運動后基本上沒有殘留，在柏香營東側(cè)只發(fā)現(xiàn)了一、二級階地，一級階地和二級階地間的陡坎特征十分明顯，在柏香營西側(cè)僅有一級階地發(fā)育（見圖10、圖11）。為了研究斷層活動對階地的影響，我們在柏香營王家院子出實地測量了一條階地剖面線間剖面圖p5，p5的位置如圖10中所示。

研究越西盆地是想先研究大涼山斷裂帶在整個盆地內(nèi)的總的運動量，然后再看其與整個鮮水河-小江斷裂帶的位移和滑動速率間存在什么關(guān)系。對盆地研究，除了新的滑動斷裂和比較老的高角度逆沖斷裂以外，我們還需關(guān)注兩個問題：

（1）階地面變形形成褶皺引起的地殼縮短。階地變形形成褶皺，說明該區(qū)域處于擠壓活動構(gòu)造區(qū)。在擠壓活動構(gòu)造區(qū)，通過變形階地的精細測量和年代學(xué)研究，可以可靠地得到褶皺構(gòu)造晚第四紀(jì)以來的地殼縮短速率。通過對變形階地的精細測量，可以測得變形階地及其周圍的地形圖，然后可以在地形圖上提取階地的標(biāo)高，并繪制各階地面相對高度地形剖面圖以及現(xiàn)代河床地形剖面，通過現(xiàn)代河床剖面圖可以得出河流的梯度變化。利用梯度值，將具有傾向的階地變形形成的褶皺恢復(fù)到水平位置，得出個階地的拔高量，利用平衡剖面中的長度不變原則可以求得發(fā)生變形的階地的滑脫層的深度，近似計算階地面與產(chǎn)生階地的河流地形線之間的面積，由面積除以滑脫層的深度則可以得到階地面變形縮短的縮短量，然后通過采測年樣品得出變形階地的形成年齡，便可以得到變形階地的水平縮短速率。

圖11 柏香營西側(cè)構(gòu)造地貌圖Fig.11 The tectonic geomorphology map of the western of Baixiangying

圖12 剖面圖p5Fig.12 The profile of P5

通過變形階地的水平縮短速率和盆地內(nèi)的走滑斷層的滑動速率的矢量疊加，便可以得到盆地內(nèi)水平方向上的運動總量。

（2）盆地內(nèi)的局部隆升問題。利用1中的方法，若以階地的堆積物的年齡近似代表階地的形成年齡，則可以計算出階地的抬升速率。

3 結(jié)語

在越西盆地內(nèi)部，通過野外觀察，發(fā)現(xiàn)越西河河床為北低南高，說明河流從南往北流。而盆地內(nèi)越西河周邊階地的傾向向南，說明歷史上，越西河應(yīng)該是從北向南流的。河流發(fā)生倒流的誘因主要有以下幾種情況：河床局部的隆升或下沉、河流襲奪。但就越西盆地內(nèi)來說，結(jié)合盆地大的構(gòu)造背景，盆地處于青藏高原東南側(cè)川滇塊體的東邊界的大涼山斷裂的次級斷裂上。青藏高原自55 Ma前印度板塊和歐亞板塊55 ma的碰撞形成以來，一直處于構(gòu)造隆升的狀態(tài)。由此可以我們可以認定河水倒流的誘因主要是構(gòu)造運動引起的河床的局部隆升或者是構(gòu)造運動對分水嶺的破壞進而發(fā)生的河流襲奪或者是兩者共同作用的結(jié)果，至于哪一種是最終的導(dǎo)致河水倒流的因素有待于我們進一步的工作去求證。

當(dāng)然要說明越西河的流向逆轉(zhuǎn)還需要更有力的證據(jù)。地貌證據(jù)：如果能找到河流的某處礫石層的傾向與河流的流向相反，則說明該處礫石經(jīng)歷了河流倒流的全過程。確定該礫石層的形成年齡，就能初步估計河流發(fā)生倒流的時間。實際上，傾向與河流流向相反的礫石層的年齡可能遠早于河流開始倒流的年齡，因為礫石層的傾向的形成需要很長時間的流水作用。地層證據(jù)：做出沿河流流向的平衡地質(zhì)剖面圖以及地層的不整合關(guān)系來確定塊體發(fā)生了隆升。

研究越西河流水倒流主要是想研究導(dǎo)致其倒流的地殼隆升，包括地殼隆升的時代、隆升高度，這樣才能計算出其隆升速率。我們希望能夠利用河流的坡度來估算河床的隆升量應(yīng)大于河床長度與坡度的乘積。選擇能代表隆升起始年代的樣品測年得出塊體隆升時間，以計算得到其隆升速率。局部地殼的隆升速率和盆地內(nèi)變形階地的抬升速率的矢量和，可以認為是盆地內(nèi)構(gòu)造運動在垂向方向山的運動總量。

知道了盆地內(nèi)各種構(gòu)造運動在水平方向和垂向上的運動總量以后，我們就可求出這兩個分向上的運動量的矢量和，最終就求出了整個越西盆地總的構(gòu)造運動情況。這些還需要我們在進一步的工作中求證。

[1]呂江寧，沈正康，王敏.川滇地區(qū)現(xiàn)代地殼運動速度場和活動塊體模型研究[J].地震地質(zhì)，2003，25（4）：543-554.

[ 2]Peter Molnar, Paul Molnar.Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision[J].Science，1975，189：419-426.

[3]England P，Houseman G A.Finite strain calculations of continental deformation: 2.Comparison with the India-Asia collision[J].Jour Geophys Res，1986，91：3 664-3 667.[ 4]Holt W E，Chamot -Rooke N，Le Pichon X，et a1.Velocity field in Asia inferred from Quaternary fault slip rates and global positioning System observations[J].Jour Geophys Res，2000，105：19 185-19 209.

[5]闞舉榮，王紹晉，黃崐，等.中國西南地區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場與板內(nèi)斷塊相對運動[J].地震地質(zhì)，1983，5（2）：79-90.

[6]England.P.C, Molnar .P.Right lateral shelf and rotation as the explanation for strike -slip fault in east Tibet [J].Nature，1990，344：140-142.

[7]周榮軍，黎小剛，黃祖智，等.四川大涼山斷裂帶的晚第四紀(jì)平均滑動速率[J].地震研究，2003，26（2）：191-196.

[8]李玶.鮮水河-小江斷裂帶[M].北京：地震出版社，1993.

[9]聞學(xué)澤，杜平山.安寧河斷裂帶小相嶺段古地震的新證據(jù)及最晚事件的年代[J].地震地質(zhì)，2000，22（1）：1-8.

[10]王新民，張成貴，裴錫瑜.安寧河斷裂帶的新活動性[J].四川地震，1998（4）：13-33.

[11]杜平山.則木河斷裂帶的走滑位移及滑動速率[J].四川地震，2000（1）：49-64.

[12]宋方敏，汪一鵬.小江活動斷裂帶[M].北京：地震出版社，1998

[13]He H L，Ikeda Y，Song F M，et al.Late Quaternary slip rate of the xiaojiang fault and its implication [J].Seismology and Geology，2002，24（1）：14-26.

[14]Wang E.Late Cenozoic Xianshuihe-Xiaojiang，Red River and Dali fault systems of southwestern Sichuan and central Yunnan，China [J].The Geological Society of America，1998，327：1-108.

[15]陳桂華.川滇塊體北東邊界活動構(gòu)造帶的構(gòu)造轉(zhuǎn)換與變形分解作用[D].北京：中國地震地質(zhì)研究所，2006.

Preliminary Understanding of Late Quaternary Tectonic Activity of Yuexi Basin

GONG Huiling
（Earthquake Administration of Guangdong Province，Guangzhou 510070，China）

Daliangshan fault is an important part of the Xianshuihe-Xiaojiang fault zone，The study of this fault zone has important significance to study the lateral extrusion in southeast direction of Tibet Plateau.Based on field observation and aerial photo interpretation，the author found the tectonic deformation in Yuexi basin which is located in the northern of Daliangshan fault zone, such as alluvial fan, terraces etc.the author believed that the slip rate of Xianshuihe-xiaojiang fault assigned to the Daliangshan fault may be converted to the geomorphic deformation in the Yuexi basin.

Yuexi Basin；Tectonic geomorphology；Slip rate

P315.22

A

1001-8662（2016）01-0049-10

10.13512/j.hndz.2016.01.008

2015-03-16

宮會玲（1982-），女，工程師，主要從事地震預(yù)報工作.

E-mail：hngong2012@163.com.