2017, Vol. 60
2. 中国地质科学院岩溶地质研究所, 桂林 541004
2. Institute of Karst Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Guilin 541004, China
印度板块与欧亚板块的碰撞不仅造成了青藏高原的隆升与地壳缩短，还驱动着高原物质的东向挤出，使得青藏高原内部一系列大型走滑断裂开始启动(Molnar and Tapponnier, 1975; Tapponnier and Molnar, 1977; Harrison et al., 1992; Houseman and England, 1993).关于青藏高原的变形模式一直是一个争论的热点，现在较流行的观点是刚性微板块模型(Peltzer and Tapponnier, 1988; Thatcher, 2007)和连续变形模型(England and McKenzie, 1982; England and Houseman, 1986)，这两个模型的区别在于高原内部大型走滑断裂滑动速率的大小.刚性微板块模型需要块体周边的断裂具有较高的走滑运动速率，而连续变形模型所对应的断裂滑动速率较小.甘孜—玉树断裂位于青藏高原中东部，东南与鲜水河断裂左行左阶斜列形成甘孜拉分盆地，西北与风火山断裂斜接；三者共同协调羌塘地体和巴颜喀拉地体之间的相对运动(图 1).
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图 1 青藏高原中东部甘孜—玉树断裂带活动断裂分段解译图 Fig. 1 Active blocks and segmentation of Garzê-Yushu fault zone within central-eastern Tibet |
根据甘孜—玉树断裂带的几何形态和历史地震记录将断裂从东往西依次划分为甘孜段、玛尼干戈段、邓柯段、玉树段和当江段(周荣军等, 1996).前人基于地质地貌调查对甘孜—玉树断裂带的活动速率做过很多研究，李闽峰等(1995)根据阶地和洪积扇位错量及其位错起始年代获得该断裂带相古—竹庆段左旋滑动速率为3.3~5.0 mm·a-1，当江段为7.3 mm·a-1.周荣军等(1996)根据甘孜—当江段不同地貌体的位错及其相应的位错起始时间的限定获得该断裂带甘孜段、玛尼干戈段、邓柯段和当江段晚第四纪以来的左旋滑动速率分别为：3.4±0.3 mm·a-1、7.0±0.7 mm·a-1、7.2±1.2 mm·a-1和7.3±0.6 mm·a-1.闻学泽等(2003)根据不同的地貌位错量及其相关沉积物年龄获得该断裂带甘孜—相古段近50 ka以来平均左旋滑动速率为12±2 mm·a-1.徐锡伟等(2003a)根据阶地位错量及其位错起始时间获得该断裂带甘孜段和玛尼干戈段全新世左旋滑动速率为14±3 mm·a-1.Lin等(2011a, 2011b)根据2010年玉树地震同震地表位移和全新世古地震复发周期获得该甘孜—玉树断裂带玉树段平均左旋滑动速率为2~5 mm·a-1.石峰等(2013)沿断裂带甘孜—玛尼干戈段进行了断错地貌分析和晚第四纪滑动速率计算，获得该断裂段左旋走滑速率介于7.1~11.6 mm·a-1之间.综上所述，甘孜—玉树断裂带晚第四纪活动性总体研究程度较高，但是主要集中在断裂东南段，对于断裂西北当江段晚第四纪活动性及其几何结构的研究非常薄弱，不利于对甘孜—玉树断裂带活动性进行整体评价与分析.
当江断裂位于甘孜—玉树断裂带的最西段，据历史地震资料记载该断裂1738年发生过6.5级地震(国家地震局震害防御司, 1995)，后来经过调查核实，修正为7.5级(周荣军等, 1997; 袁道阳等, 2011; 李彦宝等, 2016; Wu et al., 2017).本文基于遥感影像解译和数字高程地形模型(DEM)数据分析，通过对当江断裂进行详细的野外构造地貌填图，掌握了断裂的几何展布和运动性质；通过对研究区断错地貌的测量并结合相应的年代测试估算了断裂晚第四纪以来的滑动速率.研究成果可以为治多县地区的地震危险性评价提供基础资料，也有利于对甘孜—玉树断裂带的整体运动学特征进行探讨.
2 区域构造背景受印度板块和欧亚板块碰撞的远程效应影响，中-晚中新世以来在青藏高原东北部形成了一系列大型的走滑与逆冲断裂(来庆洲等, 2006; 杨农和张岳桥, 2010; 王伟涛等, 2014; 李安等, 2016)(图 1a).北缘的海原—六盘山断裂带全长约240 km，由西向东整体表现出由走滑兼挤压到走滑-挤压的构造转换样式(李强等, 2013).根据GPS水平速度场资料，海原断裂左旋滑动速率为5 mm·a-1，六盘山北段挤压缩短速率为2.4 mm·a-1(李强等, 2013).东昆仑断裂带全长约1600 km，地质调查结果与GPS数据均表明东昆仑断裂带晚第四纪以来的左旋滑动速率为10 mm·a-1(Zhang et al., 2004; Fu and Awata, 2007).东缘的龙门山断裂带作为巴颜喀拉地体和华南地体的边界断裂，经历了三叠纪的印支造山运动和新生代喜马拉雅运动，形成了复杂的龙门山褶皱逆冲断裂带和四川前陆盆地，以及在青藏高原东缘和成都平原这几十千米范围内造就了约4000 m的高差(Chen and Wilson, 1996).晚第四纪以来，龙门山逆冲断裂带主要活动的区域由西往东集中在汶川—茂县断裂段、北川—映秀断裂段和江油—灌县断裂段以及山前隐伏断裂段，呈现出由西向东传播变形的特征(徐锡伟等, 2008; 任俊杰等, 2012).龙门山断裂带以逆冲作用为主兼有右旋走滑分量，GPS数据显示晚第四纪以来的垂直运动速率为1~3 mm·a-1(Zhang et al., 2004; Zhang and Wei, 2011).在龙门山区域内的一些次级断裂，主要包括龙日坝断裂和南北向的岷山断裂，龙日坝断裂晚第四纪以来的右旋滑动速率约5.5 mm·a-1(Zhang and Wei, 2011)；岷山断裂主要由虎牙断裂、岷山隆起、岷江断裂组成，前人研究结果表明虎牙断裂和岷江断裂都是左旋逆冲断裂；其中，虎牙断裂的走滑速率是1.4 mm·a-1，倾滑速率是0.3~0.5 mm·a-1；而岷江断裂的走滑速率约1 mm·a-1，倾滑速率是0.37~0.53 mm·a-1(Jones et al., 1984; 赵小麒等, 1994; 唐文清等, 2004; 周荣军等, 2006).分析青藏高原东南缘GPS速度场资料结果表明，青藏高原物质在向东挤出的过程中遇到稳定且刚性的华南块体的阻挡后，转向南东甚至向南运动.这种推动力同时带动川滇地体围绕喜马拉雅东构造结做顺时针转动，使得川滇地块东侧断裂以左旋走滑为主，西侧地块则以右旋走滑为主.其中甘孜—玉树、鲜水河、安宁河、则木河、大凉山和小江断裂构成了青藏高原东南部东向挤出的东边界，其左旋滑动速率分别为7.3~14.7 mm·a-1、8.9~17.1 mm·a-1、5.1±2.5 mm·a-1、2.8±2.3 mm·a-1、7.1±2.1 mm·a-1和9.4±1.2 mm·a-1(王阎昭等, 2008).
3 断错地貌特征当江断裂西起于多彩群地以西，往南东经当江荣村、当江、立新乡、哲达村、达约列一直到达彭董以东，走向NW-NWW，延伸约150km(图 2).此外，当江断裂东南段与玉树断裂右阶斜列，形成一挤压阶区，阶区内发育隆宝滩和哈秀次级断裂.在当江断裂中部，治多盆地以南发育一次级断裂(这里称为治多断裂)，该次级断裂走向NW，延伸约30 km，从影像上测量该次级断裂与当江断裂之间的锐夹角为15°~20°.根据断裂沿线断错地貌特征表明，治多断裂是一条以左旋走滑为主兼有正断分量的晚第四纪活动断裂.
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图 2 当江断裂构造地貌解译图 Fig. 2 Tectono-geomorphic interpretation of remote sensing images of Dangjang fault |
当江断裂北侧发育通天河一级水系，受通天河各级支流的侵蚀改造，研究区发育多级河流阶地.通过遥感影像解译，在当江荣村，通天河一级支流聂恰曲左拐约6 km；在当江，通天河一级支流登额曲左拐约16 km，反映了断裂的长期左旋走滑活动习性.当江断裂周围被一系列海拔约5000 m的山峰环绕，这些山峰常年冰雪覆盖，受季节影响在研究区发育多级晚第四纪地貌面.当江断裂沿线断错地貌发育，主要包括断层三角面、断层陡坎、挤压脊、闸门脊、马鞍状地貌、垭口以及系统左旋断错冲沟水系、阶地、洪积扇和山脊；断裂沿线还发育当江荣、当江和哲达等一系列串珠状第四纪断层谷地，表明该断裂是一条晚第四纪或全新世强烈活动的左旋走滑断裂.以下就几个典型的断错地貌点进行描述.
3.1 立新乡观察点(33°35′ 55.43″，96°03′53.15″)基于Google earth影像判读，在立新乡断裂线性特征非常清晰，并且横切自北往南流的大型洪积扇(图 3).野外实地调查发现该线性特征为一断续延伸的断层陡坎，断坎高度约0.5~1 m.被断裂横切的大型洪积扇其扇面上断头沟保存较好，通过Google earth影像可以清晰的识别出3条断头沟和一条完整的冲沟, 冲沟已被左旋断错，位错量为38±5 m；断头沟最大位错为330±20 m，代表该洪积扇的位错量.在该洪积扇最东侧登额曲河流两侧发育两级不对称河流阶地，并且都是堆积阶地，河流西岸阶地保存较好.通过影像解译和野外实地调查发现河流西岸T1、T2阶地均被左旋断错，野外用皮尺测量T2/T1阶地坎左旋位错29±1 m(图 4).
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图 3 立新乡观察点断错洪积扇Google earth影像及解译 (a)断错洪积扇Google earth影像图；(b)影像解译图. Fig. 3 Interpretation of Google earth image for offset alluvial fan at Lixinxiang site (a) Google earth image for offset alluvial fan; (b) Interpretation of Google earth image. |
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图 4 立新乡登额曲河流西岸断错河流阶地Google earth影像及解译 Fig. 4 Interpretation of Google earth image for offset terrace riser at Lixinxiang site |
冲沟位移变形是走滑断裂运动的重要指标.遥感影像上显示断裂沿线断错冲沟非常普遍，其中当江谷地南冲洪积扇上冲沟左旋发育最好(图 5).野外调查结合Google earth影像解译对当江谷地南冲洪积扇上的典型冲沟位错量进行了实测(图 6)，结果表明断裂错断规模不等的冲沟，位错量从几米至上百米不等.年轻冲沟左旋位移为3.6 m(图 7a)以及位移变形量为5m和9.8 m的小规模冲沟同步左旋位错(图 7b).规模较大的冲沟位错量有65 m(图 7c)、87m(图 7d)，最大约204 m.在断裂经过处断塞塘呈串珠状展布，并且断裂沿线分布地震鼓包和断头沟等断错地貌(图 5和图 6).在当江南冲洪积扇中部，一小型年轻洪积扇被断裂左旋断错，形成洪积台地(图 6).洪积台地东西边界和中间均发育冲沟，并且台地遭受冲沟侵蚀切割，冲沟与台地同步左旋位错，洪积台地东侧冲沟位错量为65 m，代表台地东边界位错量，考虑到冲沟的侵蚀破坏作用，因此，洪积台地东边界位错量为65±5 m(图 7c).同样，台地中间的位错量为87±5 m(图 7d).
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图 5 当江南断错地貌特征Google earth影像及解译 Fig. 5 Interpretation of Google earth image for offset landform at southern Dangjiang site |
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图 6 当江南冲洪积扇上断错洪积台地Google earth影像及解译 Fig. 6 Interpretation of Google earth image for offset alluvial platform at southern Dangjiang site |
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图 7 当江南冲洪积扇上断错地貌标志野外照片 (a)当江南小干沟左旋位错约3.6 m，镜向S；(b)当江南年轻冲沟同步左旋位错，镜向E；(c)当江南断错洪积台地与冲沟左旋位错约65 m，镜向S；(d)当江南断错洪积台地与冲沟左旋位错约87 m，镜向S. Fig. 7 Field photographs of offset landform on alluvial fan at southern Dangjiang site (a) Gully sinistral offset with ~3.6 m at southern Dangjiang, view to S; (b) Little gullies at southern Dangjiang are synchronized sinistral offset, view to E; (c) Gully and alluvial platform are synchronized sinistral offset with ~65 m and (d) ~87 m at southern Dangjiang site, view to S. |
结合Google earth影像和野外调查发现在当江荣村东侧冲洪积扇扇面上，一系列自北往南流的小冲沟发生左旋位错，位错量有5 m(图 8a)，3.7 m以及同一冲沟但已被废弃的老冲沟位错量为11 m(图 8b).在当江荣村东侧发育一洪积扇体，该扇体左旋位错在Google earth影像上非常清晰并且扇体规模与立新乡观察点处的洪积扇相当(图 8c和图 9a).该洪积扇扇体西边界受河流侵蚀改造，已无法恢复；扇体东边界经平移恢复，效果较好(图 9b中扇体东边界的白线)，经测量左旋位错量约350 m.考虑到该洪积扇长期受自然侵蚀的影响，断裂两侧扇体的东边界也受到一定的侵蚀破坏，在这分配±20 m的误差范围来反映这种不确定性；因此，该洪积扇左旋位错量为350±20 m.
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图 8 当江荣村东侧观察点断错地貌照片 (a)当江荣村东侧冲洪积扇上冲沟左旋位错，镜向N；(b)当江荣村东侧冲洪积扇上年轻冲沟同步左旋位错，镜向NW；(c)当江荣村东侧断错洪积扇体，镜向W. Fig. 8 Field pictures of the faulted landscapes at the eastern side of the Dangjiangrong village (a) Gullies on the alluvial fan at the eastern side of the Dangjiangrong village are sinistral offset by fault, view to N; (b) Gullies on the alluvial fan at the eastern side of the Dangjiangrong village are synchronized sinistral offset by fault, view to NW; (c) Alluvial fan on the eastern side of the Dangjiangrong village is offset by fault, view to W. |
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图 9 当江荣村观察点洪积扇位错恢复图 (a) Google earth影像；(b)洪积扇位错量恢复，图中白线即为该扇体恢复后的东边界. Fig. 9 Reconstruction image of alluvial fan offset at the Dangjiangrong village site (a) Google earth image; (b) Alluvial fan offset reconstruction; The white line shows the extrapolation of the eastern margin of alluvial fan back to the fault. |
通天河一级支流聂恰曲河流从达生村经过，并在该处东西岸发育两级不对称河流阶地(图 10)，其中T0和T1为堆积阶地，西岸受河流凹岸侵蚀破坏，只有局部保留，但仍可识别(图 11a)；东岸阶地保留较好，发育宽平阶地面(图 11b).T2在河流东西两岸也有保存，东岸为堆积阶地，主要为宽平阶地面；西岸为基座阶地.Google earth影像解译和野外地质调查结果表明，河流两岸的阶地均被左旋断错，经皮尺测量T2/T1阶地坎左旋位错量为29±1 m(图 10和图 11).
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图 10 达生村聂恰曲河流东西岸断错河流阶地Google earth影像及解译 Fig. 10 Interpretation of Google earth images of terraces and fault trace at the Dasheng village site |
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图 11 达生村聂恰曲河流东西岸断错河流阶地 Fig. 11 Field photographs of the faulted terrace at the Dasheng village site |
本研究主要采用光释光(OSL)方法测年，由中国地震局地壳应力研究所光释光实验室专业技术人员完成.其中光释光样品主要采自阶地二元结构内粉细砂层或砾石层之上的细砂加积层.
本文测定的地貌面为T1、T2阶地和洪积扇，具体描述如下.
T1阶地样品采自当江荣村东侧东西向河流的北岸(图 9a)，样品采自粉细砂层，取样深度为0.7 m(DJ-OSL-8)(图 12a，表 1)，测得年龄为距今3.04±0.37 ka，为全新世晚期.
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图 12 当江断裂地貌面采样点位置和年龄 (a)当江荣村东侧T1阶地取样位置与年龄；(b)当江荣村东侧T2阶地取样位置与年龄；(c)当江荣村西侧T2阶地取样位置与年龄；(d)当江以南洪积扇前缘采样位置与年龄. Fig. 12 Sampling sites and ages of different topographic surfaces of Dangjiang fault (a) Sampling sites and ages of T1 surface at the eastern side of Dangjiangrong village; (b) Sampling sites and ages of T2 surface at the eastern side of Dangjiangrong village; (c) Sampling sites and ages of T2 surface at the western side of Dangjiangrong village; (d) Samplingsites and ages of alluvial fan front at the southern Dangjiang. |
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表 1 当江断裂光释光(OSL)测年结果 Table 1 Results of OSL dating of the Dangjiang fault |
T2阶地样品采自当江荣村东侧东西向河流的北岸(图 9a)和当江荣村西侧聂恰曲河流的北岸.在当江荣村东侧东西向河流北岸，T2阶地面以下1.5 m处粉细砂层内取样(DJ-OSL-9)(图 12b，表 1)，测得年龄为距今8.76±0.99 ka，为全新世早期.在当江荣村西侧聂恰曲河流北岸，T2阶地面之下约0.5 m处取了2个光释光(OSL)年龄样品(图 12c，表 1)，采样位置是在砾石层之上的细砂加积层，其年代最接近T2阶地面的形成时代，获得的年代为距今10.39±1.21 ka(DJ-OSL-10) 和10.61±1.22 ka(DJ-OSL-11)，为全新世早期.
洪积扇样品采自当江南通天河一级支流登额曲河流南岸冲洪积扇面前缘之下约1 m处(图 5a和图 12d，表 1)，采样位置是在砾石层之上的细砂加积层，获得的年代为距今9.21±1.83 ka(DJ-OSL-1) 和9.88±1.88 ka(DJ-OSL-2)，为全新世早期.由于该冲洪积扇前缘与河流T2阶地面共面，因此该测年结果与T2阶地面的形成时间非常接近(图 5).
5 晚第四纪滑动速率理论上，走滑断裂滑动速率可以用位移除以位移的起始时间获得(邓起东等, 2004).但要准确获得断裂的滑动速率并非易事，不同的研究者测定的同一条断裂的滑动速率可以相差3倍，主要原因在于很难确定位移的起始时间(张培震等, 2008).一种模式认为河流的漫滩在被废弃并形成新的阶地之前，一直对其上一级阶地陡坎进行侵蚀作用；因此，阶地陡坎的位移在河漫滩被废弃并形成新的阶地之前是不会被完整的保留下来的(Tapponnier et al., 2001).另一种模式认为当河漫滩废弃形成阶地后，断裂的走滑位移致使河流两侧的阶地陡坎都遭受错动，其中一侧的下游阶地陡坎被错入河道而遭受侵蚀；而另一侧的下游阶地陡坎被错离河道，受到上游河岸的保护而免遭侵蚀；因此，错离河道阶地陡坎的位移累积的起始时间就是该阶地陡坎上阶地面的形成时间(张培震等, 2008)(图 13a, b).在这种情况下，上阶地面的废弃时间不仅是该阶地陡坎位错起始时间的上限，同时也最接近该阶地陡坎位错的起始时间(张培震等, 2008)；而错入河道的阶地陡坎一直遭受河流的侵蚀，假设河流的侵蚀作用使水平位移完全没有保留，那么只有当下一级阶地形成时，水平位移才开始累积，该阶地坎水平位移应为下阶地面形成以来累积的.在这种情况下，下阶地面的废弃时间应该最接近该阶地陡坎位错的起始时间(图 13c, d).此外，在阶地陡坎位移恢复的过程中，河流的宽度以及阶地面废弃时间的穿时性也具有非常重要的作用(Cowgill, 2007).较理想的情况是，阶地陡坎上阶地面的形成时间与下阶地面的形成时间间隔很小，这样就能很好的限定该阶地陡坎位错的起始时间.应用这种方法已经很好地获得了阿尔金断裂带中段的晚第四纪滑动速率为9~14 mm·a-1(Cowgill et al., 2009).
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图 13 河流阶地演化模式图(张培震等, 2008) Fig. 13 Possible terrace evolution models (from Zhang et al., 2008) |
尽管前人已经建立了较完整的河流阶地演化模式，但是也要根据实际问题具体问题具体分析.根据上文描述，当江断裂沿线阶地位错保存较好的地方主要位于立新乡东侧登额曲河流西岸和达生村聂恰曲河流东岸，达生村聂恰曲河流西岸断裂南侧T1阶地被侵蚀殆尽没有保留，无法与断裂北侧的T2/T1阶地坎对应(图 10a, b和图 11a)，只是作为一种判断标志.由于立新乡观察点和达生村观察点处的河道较宽，在此采用上下阶地面的形成时间共同限定阶地陡坎位移的起始时间.立新乡和达生村T2/T1阶地坎水平位移量均为29±1 m，研究区T1的形成时间为3.04±0.37 ka，T2的形成时间为8~10 ka，水平滑动速率约为7±3 mm·a-1.当江南中部冲洪积扇上洪积台地左旋位错量为65~87 m，年代为距今9.5±1.8 ka，据此估算的全新世早期以来的水平滑动速率为8±1 mm·a-1.
在研究区立新乡和当江荣村东侧观察点处，两个规模相当的大型洪积扇被断裂左旋断错，位错量分别为330±20 m和350±20 m，平均约340±20 m.目前并没有获得该大型洪积扇的年代学样品，但是考虑到高原内部区域气候变化的一致性，可以利用气候冷暖变化的时间对区域上冲洪积扇的形成时间进行估计.研究区海拔约5000 m，冰期内水不会自然流动，更不会发育冲洪积扇堆积，因此，研究区内冲洪积扇的形成主要是在暖期.已有的研究结果表明，青藏高原东部河流阶地与洪积扇的形成时间应该是在末次冰期间冰阶和全新世大暖期，这两个时期分别对应于深海氧同位素的MIS-3(60~30 ka BP)阶段和MIS-1(10 ka BP至现在)阶段(Thompson et al., 1997).姚檀栋等(1997)在昆仑山古里雅冰芯中得到的末次间冰期时间为58~32 ka BP，与深海氧同位素记录非常接近.根据气候变化所获得的年龄与区域内T4~T5阶地的形成年龄也非常接近(表 2).因此，在这里应用末次间冰期时间段(58~32 ka BP)作为研究区立新乡和当江荣村西侧大型洪积扇的形成时间的上下限年龄，计算得到当江断裂晚更新世中期以来的水平滑动速率约为8±2 mm·a-1.
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表 2 甘孜—玉树断裂各段的位错、年代值及相应的滑动速率 Table 2 Offsets, ages and slip rates of different segments of the Garzê-Yushu fault zone |
综上所述，当江断裂全新世以来的滑动速率为7±3 mm·a-1，晚更新世中期以来的滑动速率为8±2 mm·a-1；计算得到的当江断裂晚更新世中期以来的水平滑动速率与断裂全新世以来的水平滑动速率值在误差范围内一致，说明当江断裂晚更新世以来具有长期的一致活动性，并且水平滑动速率为7±3 mm·a-1.该结果与李闽峰等(1995)和周荣军等(1996)根据当江南洪积扇位错量及其扇体沉积物年代获得的当江断裂约7.3 mm·a-1和7.3±0.6 mm·a-1的滑动速率值一致.由于青藏高原各地块的不均匀挤出，南侧羌塘地块较北侧巴颜喀拉地块逃逸快，使得其边界断裂甘孜—玉树断裂带晚第四纪以来表现为左旋走滑.基于大地测量学(GPS和InSAR)方法，最新GPS数据结果表明羌塘地体向东运动的速度为22~28 mm·a-1，而巴颜喀拉地体向东运动的速度是15~19 mm·a-1，羌塘地体相对于巴颜喀拉地体向东的运动速度为7~9 mm·a-1(Shen et al., 2005, 2009).根据跨甘孜—玉树断裂带的GPS数据结果表明该断裂现今左旋滑动速率为6.6±1.5 mm·a-1(王阎昭等, 2010).基于InSAR数据对跨玉树—当江段2003—2010年的地形变场研究结果表明该断裂段震间平均左旋走滑速率为6.4 mm·a-1(Liu et al., 2011).因此，本文所获得的当江断裂晚第四纪以来的左旋滑动速率也与大地测量结果较接近.
6 讨论分析 6.1 甘孜—玉树断裂带走滑运动量的分解与吸收各研究者根据不同地貌体的位错及其相应的位错起始时间的限定所报道的甘孜—玉树断裂晚第四纪以来的滑动速率分别为：甘孜段，3.4±0.3 mm·a-1(周荣军等, 1996)，11.5±2.4 mm·a-1(闻学泽等, 2003)，14.3±3 mm·a-1(徐锡伟等, 2003a)；玛尼干戈段，3.3~5.0 mm·a-1(李闽峰等, 1995)，7.0±0.7 mm·a-1(周荣军等, 1996)，12.8±1.7 mm·a-1(闻学泽等, 2003)，13.4±2 mm·a-1(徐锡伟等, 2003a)；邓柯段，7.2±1.2 mm·a-1(周荣军等, 1996)，11.3±1.8 mm·a-1(闻学泽等, 2003)，玉树段，2~5 mm·a-1(Lin et al., 2011b)；当江段，7.3 mm·a-1(李闽峰等, 1995)，7.3±0.6 mm·a-1(周荣军等, 1996)，7±3 mm·a-1(本文)(表 3).综合以上分析，发现甘孜—玉树断裂带在邓柯以东断裂平均滑动速率总体为12~14 mm·a-1，与鲜水河断裂的平均左旋滑动速率(10~15 mm·a-1)(Wen et al., 1988; Allen et al., 1991; Zhao et al., 1992; 徐锡伟等, 2003a)很接近；而在邓柯以西断裂平均滑动速率总体为2~7 mm·a-1，两者相差较大.对于甘孜—玉树断裂带西北段滑动速率递减的原因，本章给出以下两种解释：(1) 与不同研究者所选择的断错地貌标志以及采用的位错起始年代不同有关，对于邓柯以东12~14 mm·a-1的滑动速率值，仔细分析前人研究成果发现，他们应用的是下阶地面的废弃年代作为阶地坎位错的起始时间，所估算的滑动速率值相对偏大(张培震等, 2008).(2) 是由于在邓柯以西的玉树断裂和当江断裂段上发育很多分支断裂以及断裂之间形成大的阶区.分支断裂对主断裂的运动具有分解作用，这在走滑断裂上非常普遍，典型的有东昆仑断裂和阿尔金断裂.根据前人研究结果表明，东昆仑断裂从西段库赛湖段到东段的塔藏断裂，晚更新世以来的滑动速率从约11 mm·a-1逐渐的下降到≤1 mm·a-1(Van Der Woerd et al., 2000; Li et al., 2005; Kirby et al., 2007; Harkins and Kirby, 2008)，滑动速率的下降主要是由于断裂东段尾端的构造转换，以及东昆仑断裂带东段帚状散开的几何形态所致(李陈侠等, 2009).对于阿尔金断裂，断裂从西往东滑动速率不断递减，其左旋滑动速率的下降主要发生在三联点上，走滑速率的减少量转化成了断裂南盘NW向逆冲垂直运动分量(徐锡伟等, 2003b).因此，走滑断裂带的帚状散开的几何形态和构造转换可以造成走滑断裂滑动速率的沿断裂走向上的递减.如北侧的东昆仑断裂，其左旋走滑运动在断裂东南部被近SN向的岷山断裂、虎牙断裂、龙日坝断裂、临江断裂和龙门山断裂所吸收(徐锡伟等, 2003a; 唐文清等, 2004; Zhang et al., 2004; 周荣军等, 2006; 杜义等, 2009)，导致龙门山地区发生强震活动.
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表 3 甘孜—玉树断裂带各断裂段历史地震和滑动速率分布 Table 3 Distribution maps of historic earthquakes and slip rates of different segments along the Garzê-Yushu fault zone |
在前人研究的基础上，结合本次调查研究成果，玉树断裂和当江断裂分别发育巴塘乡次级断裂和治多次级断裂(图 2和图 14).Huang等(2015a)研究结果表明，玉树巴塘断裂在甘孜—玉树断裂带玉树段起着变形分解的作用，分解了玉树段内约1/3的走滑变形，致使玉树段相比于其他断裂段滑动速率偏小.本次野外调查发现在当江断裂中部和治多盆地以南发育治多次级断裂，推测对当江断裂晚第四纪以来的左旋滑动速率会有部分分解作用.此外，当江断裂与玉树断裂呈左旋右阶排列，形成挤压阶区(图 14).推测对两侧断裂滑动速率会有部分吸收，这有待于进一步研究.
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图 14 甘孜—玉树断裂带断裂分段几何结构(改自Huang et al., 2015a) Fig. 14 Fault segment geometry along the Garzê-Yushu fault zone (Modified from Huang et al., 2015a) |
对于板内走滑断裂终端样式可以归纳为四种：走滑、旋转、伸展和汇聚(Storti et al., 2003).对于走滑样式，主断裂上的位移主要沿内部次一级断裂分布；对于旋转样式，主要是通过反向断层来调节主断裂上的变形；而伸展和压缩样式则表明，在主断裂一侧发育正断层和挤压结构.本文研究结果表明，当江断裂作为甘孜—玉树断裂西北段终端，明显以走滑样式为主；而与甘孜—玉树断裂带呈左行左阶排列的鲜水河—则木河—小江断裂带，则是以旋转样式为主(吴中海等, 2015).或许甘孜拉分盆地以西更接近于连续变形模型，而甘孜拉分盆地以东更接近刚性微板块模型.事实上，就上地壳尺度来说，刚性微板块模型和连续变形模型之间并没有太大的差别，两者只是一种渐变过渡.随着微板块的继续分割，板块规模越来越小，断裂的数量越来越多，也就越来越接近连续变形模型(Thatcher, 2007).
7 结论(1) 当江断裂在遥感影像上线性特征非常清晰，断裂沿线系统断错冲沟、河流、阶地和洪积扇，是一条强烈活动的全新世左旋走滑断裂，最新活动时代为全新世晚期，距今约3.04 ka.
(2) 根据河流阶地演化与阶地坎位错量和阶地年代分析，以及断错洪积台地位错量和洪积台地面年代数据，估算了当江断裂全新世早期以来的左旋滑动速率为7±3 mm·a-1；根据断错洪积扇位错量和气候地层年代资料，估算了当江断裂晚更新世中期以来的左旋滑动速率为8±2 mm·a-1；两者在误差范围内一致.
(3) 由于青藏高原各地块的不均匀挤出，南侧羌塘地块较北侧巴颜喀拉地块逃逸快，其边界断裂甘孜—玉树断裂带晚第四纪以来表现为左旋走滑，滑动速率自南东向北西呈逐渐减小的趋势，这一方面与断裂带西北段帚状散开的几何结构相对应，另一方面与断裂带各断裂段之间所形成的阶区有关，阶区能够调节并吸收走滑运动量.
致谢本文是依托中央级公益性科研院所基本科研业务专项(DZJ2016-18) 和国家自然科学基金(41602222) 完成的，在论文成稿过程中，匿名审稿人提出了宝贵的修改意见，在此致以诚挚的谢意！
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