甘孜-玉樹斷裂帶晚第四紀走滑速率與滑動分解作用1

呂麗星 李傳友 魏占玉 董金元 譚錫斌 石 峰 蘇 鵬

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甘孜-玉樹斷裂帶晚第四紀走滑速率與滑動分解作用1

呂麗星 李傳友 魏占玉 董金元 譚錫斌 石 峰 蘇 鵬

（中國地震局地質研究所，活動構造與火山重點實驗室，北京 100029）

滑動速率是研究斷裂運動學特征、地震活動性和區域應變分配的重要參數和依據。前人關于甘孜-玉樹斷裂帶滑動速率的研究結果存在較大差異，因此，其晚第四紀滑動速率有待進一步調查研究。本文基于衛星影像解譯和野外實地考察，對甘孜-玉樹斷裂帶西段（玉樹斷裂）上典型斷錯地貌點進行測量分析，得到玉樹斷裂晚第四紀走滑速率為6.6±0.1—7.4±1.2mm/a。通過與前人對甘孜-玉樹斷裂帶東段（甘孜斷裂）滑動速率的研究結果進行對比，發現甘孜-玉樹斷裂帶東、西段滑動速率不一致，其原因是甘孜斷裂的左旋滑移在向西傳遞的過程中，一部分應變被分配到了巴塘盆地南緣斷裂上。巴塘盆地南緣斷裂的存在很好地解釋了玉樹斷裂的走滑速率比甘孜斷裂偏低的原因。但是，從區域變形來看，巴塘盆地南緣斷裂分配的滑動速率恰好說明了甘孜-玉樹斷裂帶東、西段及鮮水河斷裂帶的水平構造變形是協調一致的。

甘孜-玉樹斷裂 鮮水河斷裂 走滑速率 滑動分解

引言

在印度板塊與亞洲板塊的持續匯聚作用下，青藏高原內部形成或重新活化了幾條大型走滑斷裂帶（許志琴等，2011），位于青藏高原東南緣的大型弧形走滑斷裂帶——鮮水河-小江斷裂帶就是其中一條。該斷裂帶全長達1600km，主干斷裂包括南段小江斷裂帶、中段西支則木河-安寧河斷裂帶、中段東支大涼山斷裂帶、北段鮮水河斷裂帶以及北西段甘孜-玉樹斷裂帶、當江斷裂帶（何宏林等，2008；吳中海等，2015；Shi等，2016）。已有的研究表明，NNW—NW走向的鮮水河斷裂帶是中國大陸內部活動最強烈的斷裂帶之一，左旋走滑速率達9—11mm/a（張培震，2008；熊探宇等，2010；王閻昭等，2011）。其左旋走滑運動在中段被分解到安寧河-則木河斷裂帶和大涼山斷裂帶之上，之后向南傳遞集中到小江斷裂帶上，整個斷裂帶北段至南段的滑動速率基本保持一致（何宏林等，2006，2007）。那么，集中于鮮水河斷裂帶上的10mm/a左右的左旋走滑變形在北西段甘孜-玉樹斷裂帶上是如何傳遞與分配的？甘孜-玉樹斷裂的滑動速率是保持一致還是存在空間分布變化？如果有變化，是什么原因造成的？對這些問題的回答，不僅有助于我們認識甘孜-玉樹斷裂帶和鮮水河斷裂帶的區域變形特征，還能幫助我們理解整個鮮水河-小江斷裂帶在青藏高原東緣地殼構造變形中扮演的角色（李仕虎等，2012），同時也為甘孜-玉樹斷裂帶所在地區的強震危險性分析提供參考依據。

滑動速率是研究斷裂運動學特征、地震活動性和區域應變分配的主要參數和依據（鄧起東，2008；王輝等，2010）。對于甘孜-玉樹斷裂帶晚第四紀的走滑速率，一些學者之前主要針對甘孜斷裂做過一些工作（李閩峰等，1995；周榮軍等，1996；聞學澤等，2003；徐錫偉等，2003a；彭華等，2006；Shi等，2016）。2010年玉樹地震之后，滑動速率研究開始涉及到玉樹斷裂（Lin等，2011；吳中海等，2014；孫鑫喆，2016）。但是，不同學者之間獲得的滑動速率值差異較大，西段玉樹斷裂上晚第四紀滑動速率就存在兩組結果：2—5mm/a（Lin等，2011；吳中海等，2014）和9.7—12.7mm/a（孫鑫喆，2016）；東段甘孜斷裂的晚第四紀滑動速率，不同學者的結果更是從5.5±0.5—14±3mm/a不等（李閩峰等，1995；周榮軍等，1996；彭華等，2006；聞學澤等；2003；徐錫偉等，2003a；Shi等，2016）。此外，從斷裂的滑動速率沿走向的變化來看，一部分結果顯示斷裂的滑動速率整體上是向東南方向減小的（李閩峰等，1995；周榮軍等，1996）；另外一部分估值則顯示西段玉樹斷裂滑動速率低（Lin等，2011；吳中海等，2014），東段甘孜斷裂滑動速率高的分布特征（聞學澤等，2003；Shi等，2016）。總的來說，前人的研究結果存在較大的差異。導致差異的原因主要有：①部分學者的滑動速率值是在沒有得到確切的斷錯地貌年齡的情況下根據大致的地貌體時代或者斷裂大概的起始活動時間估計獲得的（彭華等，2006；吳中海等，2014）；②在利用河流階地進行滑動速率計算時，學術界目前對哪一級階地的年齡更接近位錯開始時間尚存爭議（聞學澤等，2003；徐錫偉等，2003a；Zhang等，2007；Cowgill，2007；孫鑫喆，2016）；③Lin等（2011）將2010年玉樹地震作為一次特征地震事件與之前的事件等同起來討論玉樹斷裂上的地震復發間隔、同震位移量，并以此計算玉樹斷裂的滑動速率的可行性值得商榷；④與現今常用的第四紀測年手段光釋光（OSL）測年、14C測年相比，前人（李閩峰等，1995；周榮軍等，1996）采用的熱釋光（TL）、電子自旋共振（ESR）等測年技術誤差比較大。因此，甘孜-玉樹斷裂帶的晚第四紀滑動速率，尤其是西段玉樹斷裂的滑動速率仍待進一步的調查和研究。在Google Earth衛星影像解譯、前人資料整理、分析以及野外實地考察基礎上，本文得到了甘孜-玉樹斷裂帶西段玉樹斷裂、東段甘孜斷裂的晚第四紀地質滑動速率，并對東、西段滑動速率有差異的原因進行了初步探討。

1 區域構造背景

甘孜-玉樹斷裂帶是著名的鮮水河斷裂帶北西向延伸的一支羽列式孿生斷裂帶，與鮮水河斷裂帶在甘孜縣城附近呈左階斜列（聞學澤等，1985；董彥芳等，2012），二者共同構成了川滇活動塊體的北邊界（聞學澤等，2003；徐錫偉等，2003a），同時也是巴顏喀拉塊體和羌塘塊體分界斷裂的重要組成部分（鄧起東等，2010；李安等，2013）。由于巴顏喀拉塊體和羌塘-川滇塊體之間的差異運動，甘孜-玉樹斷裂帶和鮮水河斷裂帶晚第四紀以來都以強烈的左旋走滑運動為主（鄧起東等，2010），并且這種差異運動直接控制了斷裂帶上強震的孕育與發生（張培震等，2003，2013；陳立春等，2010）。其中，鮮水河斷裂帶1327年以來發生過9次7級及其以上地震和一次6.9級地震（Allen等，1991；李曉帆等，2015）。甘孜-玉樹斷裂帶發生過至少4次近現代地震，包括1320年馬尼干戈8.0級、1854年甘孜7.1級、1896年洛須7.5級等3次歷史地震（周榮軍等，1997）以及2010年玉樹7.1級地震。

甘孜-玉樹斷裂帶東南起自四川甘孜縣城南，沿北西走向進入青海玉樹，經過玉樹結隆盆地（隆寶湖盆地）以后，為北西西走向的當江斷裂帶所斜截（彭華等，2006），全長400多千米（圖1）。斷裂沿線發育一系列第四紀沉積盆地，盆地的形成與該斷裂的左旋走滑運動有關，主要的拉分盆地有甘孜盆地、鄧柯盆地和結隆盆地，斷陷盆地有馬尼干戈盆地、竹慶盆地和巴塘盆地（彭華等，2006；Wang等，2008）。這些盆地中規模最大的是巴塘盆地，長約75km，寬約5—6km。該盆地是由玉樹斷裂與巴塘盆地南緣斷裂兩條同為左旋走滑性質的斷裂相交、拉伸形成的（董彥芳等，2012）。巴塘盆地南緣斷裂位于玉樹市以南（圖1、2），是甘孜-玉樹斷裂帶在玉樹斷裂段的一條重要的分支斷裂，二者之間呈30°夾角，在衛星影像上線性特征顯著，是一條晚第四紀活動斷裂（吳中海等，2014；Huang等，2015a，2015b）。

KF：喀喇昆侖斷裂帶；ATF：阿爾金斷裂帶；HF：海原斷裂帶；KLF：東昆侖斷裂； LMS：龍門山斷裂帶；XXF：鮮水河-小江斷裂帶；RRF：紅河斷裂帶；SF：三蓋-民袞斷裂帶；

2 滑動速率計算方法

2.1 階地位錯模型討論

確定走滑斷裂的滑動速率需要兩個變量，即位錯距離和位錯的起始累積時間。階地陡坎的線性特征良好，錯距容易確定，并且高、低階地面的沉積或廢棄年齡相對容易測定，因此最常被用來確定位錯距離的地貌標志（張培震等，2008）。但是，學術界目前對到底是高階地還是低階地年齡更接近累積位移的起始年齡還存在不同認識。所以，當高、低階地年齡相差較大時，根據地形地貌選取合適的模型變得尤為重要。Cowgill（2007）提出，如果階地陡坎位錯大于河道的寬度或者河道的位錯量時，用高階地模型（即用高階地年齡作為位錯起始時間）計算的滑動速率更接近斷裂真實的滑動速率。這是因為，低階地模型（即用低階地年齡作為位錯起始時間）認為河流的持續側向侵蝕使得階地陡坎位移在河流切入低階地之前是不會保存下來的。依據這一假設，只有低階地被廢棄后，低階地之上的階地陡坎才開始累積位錯；同時河道也會發生相同位錯量，或者由于側蝕作用河道不顯示位錯而寬度增加。那么，按照低階地模型理論，河道寬度應該大于或等于低階地之上階地陡坎的位錯。反之，則說明陡坎沒有完全被侵蝕掉，即，在高階地被廢棄后就已經開始了位移的累積，那么高階地面的年齡更接近位錯開始累積的時間。Zhang等（2007）從另外一個角度出發，認為雖然河流的側蝕作用會對漫灘之上的陡坎進行沖刷，但主要作用于被錯入河道的一側；而被錯離河道的一側，由于斷裂附近的地質和地貌體對于斷錯的階地陡坎構成保護使其免受侵蝕，高階地的廢棄年代就相當于位移累積的起始年齡。這種情況下，利用高階地面年齡計算的滑動速率可靠性更高。相比于高階地模型，低階地模型更適用于河流侵蝕較大，河道較直，水流較大的情況（李陳俠，2009）。

紅線代表斷層線，黑線代表階地陡坎，藍線表示沖溝，綠色虛線與紅線的交點是斷層陡坎在斷層跡線上的交點

2.2 位錯取值方法和年代樣品測試方法

利用河流階地斷錯地貌確定走滑位移的基本方法是：首先確定斷裂通過的位置，然后確定斷裂兩側對應的階地陡坎在斷層跡線上的交點。一般來說，階地陡坎不可能完全是一條直線，尤其是在斷裂附近，受到斷裂作用的影響，階地陡坎的近斷裂端部跡線往往變得彎曲或者不清晰，這就導致在確定階地陡坎在斷層跡線上的交點位置時會引起一定的誤差。通常的處理方法是找出錯距最大和最小的交點，然后將錯距最大值和最小值的平均值作為階地陡坎的位錯值（圖2）。本文利用無人機攝影測量技術（Johnson等，2014）獲取了玉樹斷裂上兩個典型斷錯地貌點的高精度DEM圖，在DEM圖上解譯出2010年同震地表破裂帶、階地面以及階地陡坎。由于兩處地表破裂寬度均較窄，斷裂跡線單一，故用一條直線代表斷裂帶位置（圖4（b）、（c）；圖5（b）、（c）中的紅線所示）。考慮到階地陡坎底部往往由于堆積坍塌物質而導致陡坎與低階地面的界線模糊，所以用斷層兩盤階地陡坎的頂部來確定位錯大小。由于兩處觀測點階地陡坎都非常筆直，在利用上述方法確定走滑位移時發現最大和最小位錯交點位置相差不大，多次測量的誤差在1m以內。因此，可以用直線來代表階地陡坎頂部跡線（圖4（b）、（c）；圖5（b）、（c）中的黑線所示）。結合本文所用DEM山陰圖的精度級別，給予位錯測量0.5m的誤差范圍。為了檢驗位錯取值的合適與否，以斷層的其中一盤為參考，將另一盤沿著斷層跡線進行反向（與斷層錯動方向相反）拖動以恢復斷層陡坎位錯前的形態。恢復后的斷層兩側階地幾乎連成一條直線（圖4（c）、5（c）），從而說明了所測位錯的可靠性。

本文采用的測年方法為光釋光測年和14C測年，其中，光釋光的測年物質為沖溝階地剖面中的粘土質粉砂。光釋光測年實驗在中國地震局地震動力學國家重點實驗完成。14C測年物質為泥炭。不同于碳屑，泥炭的測年結果代表的是多種有機質的平均年齡。但是，在快速搬運的情況下，同樣可以代表地層的沉積年齡，而且采樣位置上下地層未見明顯動植物擾動痕跡，因此本文得到的14C年齡也是可靠的。14C年齡樣品的測試工作由美國Beta實驗室完成。

3 玉樹斷裂晚第四紀滑動速率

由于甘孜-玉樹斷裂帶以走滑動運動為主，水平位錯與垂直位錯之比為10:1（聞學澤等，1985），所以本文討論的甘孜-玉樹滑動速率主要是水平滑動速率，垂直滑動所吸收的變形忽略不計。

甘孜-玉樹斷裂帶以巴塘盆地東緣為界可分為甘孜斷裂和玉樹斷裂兩部分。西段玉樹斷裂整體走向穩定在300±5°，東端與甘孜斷裂、巴塘盆地南緣斷裂交匯于相古村附近，向北西延伸100km到結隆盆地北緣，這一段在本研究中稱為結古段。在結隆，斷裂由結隆盆地北緣左階斜列到其南緣，繼續延伸約35km后形跡變得不清楚，這一段為結隆段（圖3）。我們的滑動速率觀測點1和2分布在結古段中部，因為在這兩處都發育有2010年玉樹地震的地表破裂，斷裂跡線清晰，并且兩處都是典型的階地位錯地貌。可以說，點1和點2是研究走滑斷裂滑動速率的理想場所。

圖中虛線部分表示斷層跡線不清晰，數字編號表示斷錯地貌觀測點位置

3.1 甘達村觀測點

甘達村觀測點（圖3中①，坐標位置33.07°N，96.82°E）位于玉樹市甘達村二隊。一條沖溝由南西流向北東，匯入扎曲河——玉樹市境內的兩大主干流之一（圖4（a））。該沖溝發育有兩級階地，高階地T2平均拔河高度8m，主要分布在沖溝西岸；低階地T1拔河高度2.5m，在沖溝兩側都有分布；漫灘T0零星分布在河道兩側。斷裂在該點處與河道成75°夾角，走向298°；斷裂幾何結構單一，呈一條筆直的線性延伸，在階地面上可見連續分布的2010年S7.1級地震同震地表破裂。斷裂切過該沖溝T2/T1階地陡坎，使其發生左旋位錯（圖4（b））。T2/T1階地陡坎除在斷層附近可能由于受到斷層滑動影響而發生弧形彎曲外，其余部分線性特征非常良好。以斷層兩盤T2/T1階地陡坎頂部作為斷錯標志，依照上文所述的位錯測量方法獲得該點處T2/T1階地陡坎的位錯距離為44±0.5m。

滑動速率計算中最大的不確定性來自如何判定位錯的起始時間，不同的方法可導致2—3倍以上的差別（張培震等，2008）。在點1處，沖溝屬于季節性河流，即使是夏季，水量也不大。而且沖溝上、下游河道呈辮狀分布，寬度一般在幾米左右，下切深度不足1m。這些特點意味著該處沖溝側蝕作用不強。依據上文對河流階地模型的分析，河流侵蝕能力有限時采用高階地模型計算滑動速率更為合適。其次，根據Cowgill（2007）提出的判別高、低階地模型的第一個指標，河道寬度遠遠小于階地陡坎位錯時用高階地模型。因此，點1處應使用高階地面年齡作為位錯起始年齡。此外，該點處階地陡坎的位移位于沖溝的右側（圖4（a）），屬于被錯離河道的一側，受到上游地貌體的保護而使得被侵蝕的可能性大大減小，這種情況下宜采用高階地模型（Zhang等，2007）。基于上述分析，我們選擇在T2階地面上采集測年樣品，在斷層南盤開挖的探坑采樣剖面上（圖4（d）），于距離地表40cm的灰黃色粉砂質粘土中采集了炭質土樣品，得到碳樣年齡為6672±30a BP。該值作為T2階地的廢棄年齡，同時也代表了T2/T1階地坎位錯發生的起始時間。由此獲得甘達村觀測點處斷裂的左旋滑動速率為6.6±0.1mm/a。

（a）甘達村宏觀地貌解譯；（b）甘達村斷錯地貌DEM山陰圖解譯及采樣位置；（c）階地陡坎位錯恢復及測量；（d）斷層南盤采樣照片及剖面，照片鏡像北東。

3.2 甘達村西觀測點

甘達村西觀測點（圖2中點②，坐標位置33.08°N，96.80°E）位于點①正西方2.3km，沖溝由南向北流入北西-南東流向的扎曲河（圖5（a））。在沖溝西岸發育有兩級階地T2、T1。T2階地面寬闊平坦，坡度小于10°，拔河高度2—3m。T1之上河道呈辮狀分布，河道上游窄，下游寬，下切深度不超過1m。T2、T1階地面上發育有2010年玉樹地震地表破裂（圖5（b）中紅線所示）。斷裂南盤T2/T1階地陡坎局部受到侵蝕或因人為因素變得平緩，但是整體上仍比較陡直；斷裂北盤線性特征良好。以斷層兩盤T2/T1階地陡坎為對應標志，對該處的斷裂左旋走滑位移進行測量，得到T2/T1階地陡坎錯距為78±0.5m。

由于點2與點1處的微地貌環境極其類似，因此在計算該點處的斷裂滑動速率時也采用高階地模型。在斷層南盤T2階地面上開挖探坑，探坑剖面（圖5（d））顯示河流沉積的二元結構，下部為土黃色粉砂質礫石層，上部為含礫粘土質粉砂層，在砂層與礫石層交界的部位取光釋光樣品，測年結果為10.5±1.4ka。該值既是T2階地的廢棄年齡，又代表T2/T1坎開始累積位錯的年代。由此得到該點處的滑動速率為7.4±1.2mm/a。綜合點①、②滑動速率值，我們得出玉樹斷裂的滑動速率為6.6±0.1—7.4±1.2mm/a。

（a）甘達村宏觀地貌解譯；（b）甘達村斷錯地貌DEM山陰圖解譯及采樣位置；（c）階地陡坎位錯恢復及測量；（d）斷層北盤采樣照片及剖面，照片鏡像北東。圖中紅線表示斷層跡線，

4 討論

4.1 甘孜斷裂晚第四紀滑動速率

甘孜斷裂全長近300km，平面結構沿走向呈波狀彎曲，在彎曲處分別發育有洛須和甘孜拉分盆地。根據歷史地震地表破裂帶的展布，可將該段進一步劃分為洛須段、馬尼干戈段、甘孜段（周榮軍等，1997；聞學澤等，2003）（圖6）。相比于玉樹斷裂，前人在甘孜斷裂上開展的滑動速率研究工作較多。李閩峰等（1995）根據金沙江階地位錯量和階地的熱釋光樣品年齡獲得甘孜斷裂的平均滑動速率為5.0mm/a。周榮軍等（1996）通過對斷錯地貌及新地層變形與位錯的研究，結合14C和熱釋光（TL）測年結果，研究了甘孜-玉村斷裂帶各段的平均滑動速率，結果顯示：甘孜為3.4±0.3mm/a；馬尼干戈段為7±0.7mm/a；洛須段為7.2±l.2mm/a。聞學澤等（2003）由7個地點的斷錯地貌及其相關沉積物年齡確定出該斷裂近5萬年以來的平均左旋滑動速率為12±2mm/a。徐錫偉等（2003a）利用斷錯地貌分析方法得到的該斷裂滑動速率高達14±3mm/a。彭華等（2006）根據斷錯地貌的位移量及地貌體的大致時代，推算出甘孜斷裂全新世走滑速率為5—8mm/a。Shi等（2016）對斷裂帶南東段的4個斷錯地貌點進行了晚第四紀滑動速率研究，得到的馬尼干戈段走滑速率為10.3±0.4—10.8±0.8mm/a，甘孜段走滑速率為7.6±0.5—8.0±0.3mm/a。綜合分析前人文獻，認為Shi等（2016）對甘孜斷裂滑動速率的報道更為準確可靠。Shi等（2016）得到的滑動速率值中有3個是基于典型的河流階地斷錯地貌點的測量分析獲得的。前文已述及，利用河流階地陡坎位錯計算滑動速率是最常用的方法。在合理分析斷錯地貌點處河流階地演化過程的基礎上，利用合適的階地位錯模型計算得到的斷裂長期滑動速率較其他方法（如沖溝位錯、洪積扇位錯）得到的結果更加可靠。相比之下，其它研究在計算滑動速率時，并沒有對河流階地的實際發育情況進行討論，或者根本沒有用于限定走滑位移起始發生年代的確切地貌面年齡（聞學澤等，2003；徐錫偉等，2003a；彭華等，2006）。另一方面，從區域變形角度來看，甘孜斷裂與相鄰的鮮水河斷裂北段在幾何結構、走向、規模以及活動性方面相似，其滑動速率也應該是大致相當的。而鮮水河斷裂北西段，盡管有一定爭議，但近年來多數學者認為其滑動速率在10mm/a左右（何宏林等，2006，2007；張培震，2008；王閻昭等，2011）。那么，甘孜斷裂的滑動速率也應該在10mm/a左右。綜上所述，甘孜斷裂的滑動速率為7.6±0.5—10.8±0.8mm/a。

4.2 甘孜斷裂與玉樹斷裂活動性對比

基于構造地貌調查和前人資料對比分析，分別得到玉樹斷裂水平滑動速率為6.6±0.1— 7.4±1.2mm/a，甘孜斷裂水平滑動速率為7.6±0.5—10.8±0.8mm/a。二者相比，甘孜斷裂的滑動速率高于玉樹斷裂，反映了甘孜斷裂的活動性要強于玉樹斷裂。

地震活動是在區域構造應力作用下，應變在活動斷裂上不斷積累并達到極限狀態后而突然失穩破裂的結果。地震活動的震級大小與頻率反映活動斷裂應變釋放的大小與快慢，與斷裂的滑動速率對斷裂活動的指示作用類似。

周榮軍等（1997）對甘孜-玉樹斷裂上的歷史地震的研究表明，甘孜段在近代歷史上發生過1320年馬尼干戈8.0級、1854年甘孜7.1級和1896年洛須7.5級地震；而玉樹段除2010年7.1級地震外沒有其它歷史地震記錄。古地震研究揭示了同樣的趨勢。甘孜段在5600年以來發生多達5、6次大地震（李安等，2013），或者是5000年發生過4次大地震（Zhou等，2014），而玉樹段9100ka以來發生過5次大地震（孫鑫喆，2016）。可以看出，對于7—8級之間的強震，甘孜斷裂比玉樹斷裂發生地震的頻度高，這與甘孜斷裂比玉樹斷裂滑動速率高的觀測結果相一致。因此，無論滑動速率還是地震活動性都反映出甘孜斷裂與玉樹斷裂的活動性存在一定差異。

圖6 甘孜斷裂幾何展布與分段

4.3 滑動分解與構造轉換

斷裂的幾何結構與斷裂滑動速率的大小有密切關系（聞學澤等，1989；徐錫偉等，2003b；李陳俠等，2009；王輝等，2010）。縱觀甘孜-玉樹斷裂，最顯著的特征就是甘孜斷裂、玉樹斷裂與巴塘盆地南緣斷裂在相古村附近以相古村為三聯點構成一個斜置的Y字形幾何結構，長邊為甘孜-玉樹斷裂，走向近300°，短邊為巴塘盆地南緣斷裂，走向近東西，二者夾角約30°（圖7）。

圖7 甘孜斷裂、玉樹斷裂及與巴塘盆地南緣斷裂之間的構造轉換示意圖

斷裂帶從甘孜斷裂一條活動斷裂在玉樹附近變為玉樹斷裂和巴塘盆地南緣斷裂兩條活動斷裂，其幾何結構的分叉必定會導致走滑應變的重新分配，進而導致甘孜斷裂與玉樹斷裂在滑動速率、活動性等方面的差異。對甘孜斷裂、玉樹斷裂和巴塘盆地南緣斷裂的滑動速率進行簡單的滑動分解（圖7（b）），得到甘孜-玉樹斷裂方向上的最大滑動速率虧損約4.2mm/a，在巴塘盆地南緣斷裂方向上的分量是3.6mm/a（圖7（b）所示）。這與Huang等（2015a，2015b）通過斷錯地貌研究得到的巴塘南緣斷裂水平滑動速率2.3—3.7mm/a基本一致。巴塘盆地南緣活動斷裂的存在很好地解釋了玉樹斷裂走滑速率比甘孜斷裂走滑速率偏低的原因，表明甘孜斷裂上的左旋滑移在向西傳遞過程中確實存在一個滑動分解，一部分應變通過構造轉換分配到了巴塘盆地南緣斷裂上。

但是，從區域變形來看，巴塘盆地南緣斷裂作為玉樹斷裂的分支斷裂，分配的滑動速率恰好說明了甘孜-玉樹斷裂帶東、西段滑動變形量相當。如果認為鮮水河斷裂帶整體走滑速率也為10mm/a（何宏林等，2006，2007；張培震，2008；熊探宇等，2010；王閻昭等，2011），那么甘孜-玉樹斷裂與鮮水河斷裂在晚第四紀水平構造變形上保持協調一致，二者共同作為川滇塊體側向擠出和旋轉的邊界調節著青藏高原東南緣的地殼變形。

5 結論

甘孜-玉樹斷裂帶西段玉樹斷裂的滑動速率為6.6±0.1—7.4±1.2mm/a，與前人所得的東段甘孜斷裂滑動速率7.6±0.5—10.8±0.8mm/a相比偏低，巴塘盆地南緣斷裂的存在很好地解釋了玉樹斷裂的走滑速率比甘孜斷裂低的原因。甘孜-玉樹斷裂上的走滑速率分布特征表明，甘孜斷裂上的左旋滑移在向西傳遞過程中存在一個滑動分解，一部分應變通過構造轉換分配到了巴塘盆地南緣斷裂上。但是從區域變形來看，甘孜-玉樹斷裂帶東段、西段及鮮水河斷裂帶的水平構造變形是保持協調一致的。

致謝：王浩然和焦裕參加了部分野外工作；玉樹州地震局尕松達拉等同志在野外工作的開展方面給予很多幫助。匿名審稿人提出了寶貴的修改意見。在此一并表示感謝。

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Late Quaternary Strike-Slip Rate and Slip Partitioning along Garzê-Yushu Fault Belt

Lv Lixing, Li Chuanyou, Wei Zhanyu, Dong Jinyuan, Tan Xibin, Shi Feng and Su Peng

(Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano, Institution of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China)

Slip rate is one of the most important parameters for studying kinematic and seismic activity of faults as well as deformation partitioning. Previous studies on slip rate along Garzê-Yushu fault belt are of some controversy. It is necessary to do further research on the slip rate of Garzê-Yushu fault belt. In this study we apply several methods such as satellite imageries interpretation, filed mapping, topographic measurement to study typical faulting sites along the western segment of Garzê-Yushu fault belt, which is also named Yushu fault. The results show that the slip rate of Yushu fault is 6.6±0.1—7.4±1.2mm/a. Compared with the results of the eastern segment of Garzê-Yushu fault belt (Garzê fault) reported by Shifeng et al. in 2016 , we find there is a discrepancy between the slip rate of Garzê fault and Yushu fault. The reason for this discrepancy is that there exists a slip partitioning along Garzê fault during its westward transfer process of deformation, which transfer partial deformation to Southern boundary fault of Batang basin. The existence of Southern boundary fault of Batang basin explains why the slip rate along Yushu fault is smaller than Garzê fault. Considering the regional deformation, however, the tectonic deformation from eastern to western segment of Garzê-Yushu is consistent since late Quaternary.

Garzê-Yushu fault; Xianshuihe fault; Strike slip rate; Slip partitioning

10.11899/zzfy20170302

國家自然科學基金項目（41472200）資助

2017-03-28

呂麗星，男，生于1991年。在讀碩士研究生。研究方向為活動構造。E-mail：476402226@qq.com

李傳友，男，生于1971年。研究員。主要從事活動構造與古地震研究。E-mail：chuanyou@ies.ac.cn