据中国地震台网测定，北京时间2017年11月18日6时34分19秒，西藏林芝市米林县(29.75°N，95.02°E)发生M_S6.9级地震，震源深度约10 km(http://www.cenc.ac.cn).中国地震局随后启动三级应急响应，各个有关单位迅速开展了地质构造、地球物理、遥感分析、震害评估等方面的工作，并派出国家地震现场工作组赴地震现场协助开展震害调查、抗震救灾等工作.中国地震局地球物理研究所推测本次地震以逆冲型为主，破裂方向为SEE，给出了地震动强度预测图并预计极震区震动烈度可能达Ⅷ度以上，预测可能的受灾范围近30000 km² (http://www.cea-igp.ac.cn/tpxw/276003.html).中国地震局地质研究所给出了区域地震构造图，推测发震断裂为NWW向达木—边坝断裂或者雅鲁藏布江断裂带位于东构造结北部弧顶的北西向断裂段(http://www.eq-igl.ac.cn/upload/images/2017/11/1812524806.jpg)，而且还给出了震区的GPS同震位移场，该位移场显示此次地震的水平位移整体上要显著大于垂向位移(http://www.eq-igl.ac.cn/contents/43/29092.html).中国地震局地壳应力研究所得到的区域构造应力场水平最大主应力优势分布方位为NE-SW方向，综合断层面反演的区域压应力轴为NE-SW向，张应力轴为NW-SE向(http://www.csi.ac.cn/manage/eqDown/05LargeEQ/201711180634M6.9/zonghe.html).

此外，中国科学院青藏高原研究所王卫民等通过波形数据反演认为这次地震为高倾角逆冲型地震(http://www.itpcas.ac.cn/kycg/yjcg/201711/t20171118_4895879.html)，白玲通过地震重新定位认为震中位置靠近西兴拉断裂带，地震重新定位后的位置和断层面走向方向与西兴拉断裂具有很好的一致性(白玲等，2017)，而野外调查发现震中附近沿江有沙土液化现象，震后江水上升了30~50 cm，推测堵江地点发生在下游无人区(http://www.itpcas.ac.cn/kycg/yjcg/201711/t20171120_4896530.html).

此次地震的震中位于喜马拉雅东构造结地区，地处雅鲁藏布江大拐弯核心无人区，这给地表破裂带调查、震害烈度调查带来了难度.目前尚未发现该次地震的地表破裂带，关于该次地震的发震构造、成因机制等方面也尚不明确.笔者基于地表层状地貌面累积构造变形反演了震区及周边相关构造断块的运动学特征，并结合深部的精定位余震、震源机制解资料，共同约束了此次地震的发震构造，希望打开新的思路，为后续研究提供基础.

印度斯—雅鲁藏布江缝合带作为印度板块与欧亚板块相互碰撞的边界带，奠定了区域构造的整体格架(图 1a)，其北以龙木错—双湖断裂带(LSF)、怒江断裂带(NJF)、嘉黎断裂带(JLF)为界依次划分为南/北羌塘地块、南/北拉萨地块；其南以喜马拉雅主前缘断裂带(MFT)为界依次划分为喜马拉雅地块和西瓦里克凹陷带，其中喜马拉雅地块以藏南拆离系(STD)、喜马拉雅主中央断裂带(MCT)、主边界断裂带(MBT)进一步划分为特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅、低喜马拉雅、次喜马拉雅.从历史地震的分布来看(图 1a中粉色圆点)，除了此次的米林地震之外，在东构造结及其周边邻区也发生过多次7级以及7级以上的大地震，最大的一次则是1950年察隅M_S8.6巨大地震，而这些地震的发生都与印度—欧亚板块的陆陆碰撞过程密不可分.

图 1

Fig. 1

图 1 区域(a)及震区(b)的构造与地震分布情况 区域图(a)中主要断层的展布位置参照Lang和Hungtington(2014)、Robinson等(2014)、Ningthoujam等(2015)、Xu等(2015)、许志琴等(2016)的资料；震区图(b)中构造单元划分及主要断层展布位置参照Ding等(2001)、Geng等(2006)、许志琴等(2008)、耿全如等(2011)、Xu等(2012)的资料.区域图(a)内英文缩略字符的含义：NQT：北羌塘地块，SQT：南羌塘地块，NLS：北拉萨地块，SLS：南拉萨地块，TH：特提斯喜马拉雅，GH：高喜马拉雅，LH：低喜马拉雅，SH：次喜马拉雅，SDZ：西瓦里克凹陷带，LSF：龙木错—双湖断裂带，NJF：怒江断裂带，JLF：嘉黎断裂带，IYS：印度斯—雅鲁藏布江缝合带，STD：藏南拆离系，MCT：喜马拉雅主中央断裂带，MBT：喜马拉雅主边界断裂带，MFT：喜马拉雅主前缘断裂带，CWF：错那—沃卡断裂带.震区图(b)内英文缩略字符的含义：DMSZ：东久—米林左行走滑韧性剪切带，LSZ：拉月—排龙逆冲韧性剪切带，AMSZ：阿尼桥—墨脱右行走滑韧性剪切带，JLF：嘉黎断裂带. USGS震源机制解引自http://earthquake.usgs.gov，ITP-CAS(中国科学院青藏高原研究所)震源机制解引自http://www.itpcas.ac.cn，CENC/IGP-CEA(中国地震台网中心/中国地震局地球物理研究所)震源机制解引自http://www.cea-igp.ac.cn；米林地震精定位余震资料由中国地震局地球物理研究所提供，2007—2009年精定位小震资料及历史地震资料参考自邵翠茹(2009). Fig. 1 The distribution of the tectonics and earthquakes in the region (a) and the earthquake zone (b)

从区域内2007—2009年精定位小震分布(图 1a中蓝色圆点)以及2009—2017年中国地震台网统一地震目录中的地震分布(图 1a中黄色圆点)来看，大致从东构造结大拐弯地区起一直到察隅西南部附近存在着一个NW走向的地震密集带(图 1a中黑色虚线框所示)，是近十年来地震频发的一个条带状区域.从历史地震的分布来看，该区域内也发生过多次中强震、强震、大地震，最近的一次大地震就是前面提到的察隅地震，发生在该密集带的东南端(图 1a)，而此次米林地震发生后，介于这两次最近地震事件之间的条带段落可以被视为一个潜在的地震空区，其地震危险性值得进一步关注.

从主震及余震的分布位置来看(图 1a，1b)，米林地震发生在东构造结核心区内的印度斯—雅鲁藏布江缝合带(IYS)大拐弯顶部.东构造结核心区可以进一步划分为5个主要的构造单元(图 1b)，分别为冈底斯地块、雅鲁藏布江蛇绿混杂岩带、直白构造岩片、派乡构造岩片和多雄拉变质穹隆(许志琴等，2008；耿全如等，2011)，加拉白垒峰、南迦巴瓦峰就分别坐落于派乡构造岩片、多雄拉变质穹隆之上(峰顶位置如图 1b中黑色方块所示).直白构造岩片实际上是一个挤出构造岩片，而派乡构造岩片和多雄拉变质穹隆可能是中地壳物质逆冲上隆的产物(许志琴等，2008)，这三者合并起来可称为高喜马拉雅变质地体，又称为南迦巴瓦岩群、南迦巴瓦变质体或南迦巴瓦构造结，它是东构造结的主体，呈现出向NNE凸出的倒U形.雅鲁藏布江蛇绿混杂岩带又称为雅鲁藏布江大拐弯缝合带，它分割了高喜马拉雅变质地体与冈底斯地块，整体上作为向NNE凸出的倒U形边界“包裹”着高喜马拉雅变质地体.

南迦巴瓦构造结受制于东侧阿尼桥—墨脱右行走滑韧性剪切带(图 1b中AMSZ标示区域)和西侧东久—米林左行走滑韧性剪切带(图 1b中DMSZ标示区域)的共同作用向北推移并插入冈底斯地块之下，与此同时伴随着东构造结内部的近南北向缩短以及派乡构造岩片、多雄拉变质穹隆的挤出，相应地依次促使加拉白垒、南迦巴瓦发生了快速而强烈的隆升(许志琴等，2008；丁林和钟大赉，2013)，而这也已经被热年代学研究所证实(钟大赉和丁林，1996；雷永良等，2008；Enkelmann et al., 2011；Zeitler et al., 2014；康文君等，2016).

从几何形态来看，东构造结NNE向倒U形的东侧边界明显地可以进一步划分为长度相近而走向不同的3个段落Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ(图 1b)，即NW走向的加拉白垒NE边界Ⅰ、NNW走向的南迦巴瓦NEE边界Ⅱ以及NE走向的南迦巴瓦SE边界Ⅲ，它们分别受到派乡构造岩片和多雄拉变质穹隆边界形态的控制，在它们相互衔接的地方可以见到明显的转折.米林地震发生在段落Ⅰ上，余震条带走向及长度严格受到段落Ⅰ走向及长度的控制，明显地截止于段落Ⅰ、Ⅱ之间的分界处，而在段落Ⅱ、Ⅲ上很少有此次地震的余震分布.从历史地震的分布情况来看(图 1b)，段落Ⅱ、Ⅲ上也已经很长时间没有发生过地震了，可视为一个潜在的地震空区，不排除未来发生地震的可能性.

地震发生之后，USGS、ITP-CAS(中国科学院青藏高原研究所)、CENC/IGP-CEA(中国地震台网中心/中国地震局地球物理研究所)等机构都给出了各自的震源机制解(图 1b，表 1)，结果都显示为以逆冲为主的地震.节面Ⅰ走向约117°~132°，倾向NE，节面Ⅱ走向约303°~315°，倾向SW，因此节面Ⅰ、Ⅱ的走向相近而倾向相反.从倾角上看，有的结果认为节面Ⅰ倾角较缓、节面Ⅱ倾角较陡，有的结果则反之.因此，震源机制解的不确定性主要集中在倾向及倾角上.

表 1 (Table 1)

表 1 震源机制解 Table 1 Focal mechanism solutions of Milin earthquake 机构名称 节面Ⅰ 节面Ⅱ 震中 震源深度 (km) 震级 走向(°) 倾角(°) 滑动角(°) 走向(°) 倾角(°) 滑动角(°) ITP-CAS 117.6 20.9 83.9 315 70 96.1 29.87°N 95.02°E 7 Mw6.4 CENC/IGP-CEA 127 39 92 304 51 88 29.75°N 95.02°E 10 Mw6.5 USGS 132 55 95 303 36 83 29.833°N 94.978°E 8 Mw6.4

表 1 震源机制解 Table 1 Focal mechanism solutions of Milin earthquake

为了能够进一步约束此次地震断层滑动面的倾向、倾角，我们收集到了截至2017年11月22日10时12分的284次余震的精定位资料，首先基于ARCGIS平台的点密度计算工具估算出了余震点位密度，即单位面积之内的余震点个数，密度计算结果清晰地显示出余震显著地集中在加拉白垒东北坡之上的一个NW向的长约36 km、宽约8 km的狭窄条带之内(图 2a)，余震分布条带的走向与震源机制解的节面走向相吻合.逆冲断层的深部断层面往往具有一定的倾角，若将深部断层面按照其倾角方向延伸，那么延伸到地表的位置往往会偏离主震和余震的位置，倾角越小位置偏离越大，这就是说逆冲型地震的地表断层或者地表破裂带的实际位置往往并不在主震和余震位置的正上方，比如说2015年尼泊尔M_W7.8级地震就是这种情况(杨小平等，2016)，而此次地震震源机制解的节面也具有一定的倾角(表 1)，因此如果想利用余震分布来判别发震断层的位置，那么则不能仅仅根据余震的平面位置，而是要看余震形态包络线的空间展布.为此我们进一步在垂直及平行于余震分布条带的方向上分别截取了两个地震剖面P1、P2(剖面位置见图 2a)，并同样地计算出了余震点在每个剖面上的密度分布情况(图 2b、c).剖面P1上的结果直观地揭示出了余震的整体分布形态，一个倾向NE的低倾角的构造面清晰可见(图 2b中的红色虚线所示)，而从剖面P2上的结果则可以看出大部分余震都集中在5~10 km的深度范围之内(图 2c)，余震条带底部边界的深度约为16~17 km.由此来看，米林地震可能是由一条倾向NE的低倾角逆冲断层发生的一次逆冲运动所引发的，这与引言中提到的中国地震局地质研究所GPS同震位移场显示出的水平位移显著大于垂向位移的情况相吻合，同时也与表 1中前两家机构震源机制解中的节面Ⅰ大致相当.因此，基于各个机构多种独立来源资料的一致性，初步判定图 2b中红色虚线所示的构造面可能为此次地震的发震断层面.

图 2

Fig. 2

图 2 米林地震精定位余震分布及余震投影剖面 (a)米林地震精定位余震及其点位密度分布以及雅江大拐弯上游河段阶地、山脊线及水系分布，其中P1、P2、P3及P4-1至P4-6分别表示不同位置的条带投影剖面；(b)、(c)分别为垂直及平行于余震分布条带的方向上的两条余震条带投影剖面P1、P2的投影结果；(b)中的红色虚线表示推测的发震断层面. Fig. 2 The distribution and projection profiles of the relocated aftershocks of the Milin earthquake Figure (a) shows the distribution of the relocated aftershocks of Milin earthquake and the density distribution of the seismic point, as well as the distribution of the terrace, river and the mountain ridge along the upstream river segment of the Yarlung Zangbo gorge. The profiles of P1, P2, P3 and P4-1 to P4-6 indicate stripped projection profiles located across different places. Figure (b) and (c) are the projection result of the two profiles which is parallel and perpendicular to strike of the aftershock stripe respectively, namely P1 and P2. The red dashed line in (b) indicates the inferred seismogenic fault.

前面仅是根据单次地震的震源机制解、余震等资料初步约束了该次地震的发震构造，这一结果应该与地表长期以来的构造变形、断块运动相一致、相协调才会更加有说服力.而层状地貌面(包括河流阶地、夷平面等)恰恰能够有效地记录地表长期的累积构造变形并用于反演断块构造运动(马保起等，2005；王林等，2008；田勤俭等，2009；李涛等，2011；李康等，2013；Liu et al., 2015；王林和田勤俭，2017)，与此同时震区及周边邻区也发育有各种层状地貌面，为反演断块的构造运动提供了条件.

首先，雅鲁藏布江大拐弯入口上游的河段由新到老地发育了两级湖相沉积基座阶地T_l1、T_l2(图 2a)，它们是由末次盛冰期以来位于南迦巴瓦峰西侧则隆弄冰川多次阻江事件导致的古堰塞湖沉积而形成的，其中较低级的T_l1分布范围较小，形成时代较新，仅在加拉村—派乡河段发育，而较高级的T_l2分布范围较大，形成时代较老，在加拉村—米林县河段均有发育(Montgomery et al., 2004；刘宇平等，2006；Korup and Montgomery, 2008；张沛全等，2008；Lang et al., 2013；Zhu et al., 2013；李翠平等，2015).

其次，青藏高原还广泛发育着一级主夷平面，形成于新近纪至3.6 Ma之间，形成时的高度低于1000 m.从约3.6 Ma起，青藏高原开始强烈隆升，主夷平面也随之大规模解体、抬升、变形，将断块运动、断裂活动完整地记录了下来，并最终造就了现在的地貌形态(崔之久等，1996；李吉均等, 1996, 2001；李吉均，1999；潘保田等, 1995, 2002, 2004)，而由于各种外地质营力长时间的切割、侵蚀、剥蚀等作用对原始面状形态的破坏，现今的主夷平面多以山脊线的形式广泛分布于各大流域的分水岭地带(潘保田等，2004)，略低于原始面的位置，但是这些山脊线仍然集中分布于狭窄的高程区间，维持着夷平面的整体架构.接下来的两个小节就分别基于这两种层状地貌面的累积变形来反演断块构造运动，并对米林地震的发震构造进行进一步的约束.

笔者震前曾经对雅鲁藏布江两侧的两级湖相阶地进行过详细的野外考察，一些典型考察点的位置、范围如图 2a中①—⑤处的黑方框区域所示.考察过程中对大拐弯上游派镇至加拉村河段发育的阶地面印象深刻，尤其是在野外考察点①—③之处两级湖相阶地T_l1、T_l2最为典型(图 3a—3c)，这两级阶地沿着整个河段连续发育，规模很大，面状特征也十分显著，拔河高度最高可达两百余米.野外中对T_l1、T_l2基座上的沉积盖层也进行了考察，并在野外考察点④、⑤发现了典型的湖相沉积层(图 3d—3e).在野外考察的基础之上对派镇至加拉村河段的两级湖相阶地T_l1、T_l2进行了详细的遥感解译，解译结果如图 2a中浅黄色、浅蓝色斑块区域所示.

图 3

Fig. 3

图 3 雅鲁藏布江米林县至加拉村河段Tl1、Tl2阶地地貌及其沉积盖层 其中(a)—(e)分别与野外考察范围①—⑤相对应. Fig. 3 The terrace Tl1、Tl2 and their lacustrine deposit along the Milin-Jiala segment of the Yarlung Zangbo river (a)—(e) corresponds to field investigation area ①—⑤ respectively.

除了派镇至加拉村河段之外，对更上游的米林县至派镇河段两侧发育显著的T_l2阶地也进行了重点解译，解译结果如图 2a中浅蓝色斑块区域所示.此外还将河流两岸分别包含南迦巴瓦、加拉白垒在内的两个主要山体区域(图 2a中区1、区2所示范围)之内的山脊线、水系通过ARCGIS平台的水文分析模块提取出来，用以反映阶地面两侧更高的地形特征.最后将解译得到的T_l1、T_l2阶地面、区1与区2范围内山脊线与水系(图 2a)以及前面第3小节剖面P1中的精定位余震及其密度计算结果(图 2b)一并投影到垂直于余震分布条带的投影面P3上(投影面展布位置见图 2a)，所得结果如图 4a所示.

图 4

Fig. 4

图 4 雅鲁藏布江米林县至派乡河段山脊线、水系、Tl1与Tl2阶地面以及精定位余震及其密度分布的综合投影结果 其中(a)为投影面P3的投影结果，(b)—(g)为投影面P4-1至P4-6的投影结果；图(a)中将雅鲁藏布江米林县至派乡河段山脊线、水系、Tl1与Tl2阶地面的高程均赋予了10倍的夸张系数，在横轴上方的两条横向虚线之间予以显示，用来突出显示阶地面、山脊线的构造变形特征；图(b)—(g)中高程均赋予了10倍的夸张系数，用来突出山脊线的地形特征. Fig. 4 The synthetical projection result of the mountain ridge, the river, terrace Tl1 and Tl2 along the Milin-Pai segment of the Yarlung Zangbo river and the relocated Milin aftershocks and its density distribution Figure (a) is the projection result of P3, and figure (b) to (g) is the projection result of P4-1 to P4-6. In figure (a), the height of the mountain ridge, river, terrace Tl1 and Tl2 along the Milin-Pai segment of the Yarlung Zangbo river are all exaggerated by 10 times, shown between the two transverse dot line above, so the tectonic deformation of the each layered landform surface can be highlighted. In figure (b) to (g), the height are all exaggerated by 10 times, so the topographic characteristic can be highlighted.

从阶地面的投影结果来看(图 4a中浅蓝色斑块区域所示)，阶地面T_l2在米林—丹娘段总体水平，到了丹娘—派乡段轻微掀斜，到了派乡—隆白段掀斜进一步增强并呈现出尾端翘起形态，最终终止于南迦巴瓦、加拉白垒的山脚之下，最后的隆白-加拉段可能是由于河道已经转向并远离南迦巴瓦隆起区，逐渐进入了大拐弯的河流下切通道(图 2a)，因此该段阶地面T_l2的掀斜被河流下切侵蚀部分抵消，掀斜程度有所减弱.

从山脊线的投影结果来看(图 4a中灰色、黑色点集所示)，两岸山脊线S1、S2在阶地面T_l2存在的河段上也都呈现出了与T_l2相似的变形特征，呈现出明显的掀斜和尾端翘起，而且掀斜翘起程度整体上都要稍微大于T_l2.S1、S2乍一看很容易让人误解为是最高一级的主夷平面，但是真实情况并非如此.实际上，主夷平面形成于3.6 Ma，形成时的高度低于1000 m，而自3 Ma以来东构造结地区的岩石抬升了8000~9500 m(钟大赉和丁林，1996)，那么据此估算东构造结地区主夷平面现今的理论高度应该至少达到9000~10500 m，然而目前图 4a中的S1、S2实际只有5000~6000 m左右，远远达不到理论高度，考虑到东构造结地区的强烈剥蚀作用(康文君等，2016)，介于理论高度与实际高度之间的这部分地形应该早已被侵殆尽，东构造结地区的主夷平面早已不复存在.如果东构造结地区的主夷平面未被侵蚀的话(大致如图 4a中S1′、S2′所示位置)，那么相比阶地面T_l2应该会具有更大的累积变形量和更加显著的变形特征.

那么S1、S2为何会具有此种形态特征？而这种形态特征又说明了什么呢？为了能够回答这些疑问，我们利用沿着主分水岭延伸方向的若干条带地形投影面P4-1至P4-6对S1、S2的地形变化进行了更加细致的分解(图 4b—4g)，通过对这一系列剖面仔细观察和分析后发现，目前投影面P3(图 4a)中山脊线S2的形态特征实际上是由投影面P4-1至P4-6(图 4b—4g)中存在的一系列地形凸起A、B、C、D所决定和构成的，这些凸起的形态和分布范围如图 2a中深绿色不规则区域所示.一开始，凸起并不存在(图 4b)，山顶面整体掀斜，然后向着南迦巴瓦峰的方向，依次出现了雏形的凸起A(图 4c)、B(图 4d)、C(图 4e)，最终出现了完形的凸起D，即南迦巴瓦峰(图 4f、g)，而这种凸起地形的从无到有、从弱到强的空间分布特点应该是反映了多雄拉变质穹隆的一种不均匀挤出、隆升，A、B、C处挤出、隆升相对较弱，而到了D处突然大幅度增强.换句话说，山脊线S2的形态特征最终反映出来的是多雄拉变质穹隆挤出、隆升的非均一性.类似地，山脊线S1的形态特征反映的也是派乡构造岩片挤出、隆升的非均一性，只不过相比之下其变化程度更快、更突然，即从图 4d、4e、4f中的没有明显凸起到图 4g中完形凸起E，显示了加拉白垒的突然而强烈的隆起.

从理论上说，在S1、S2所反映出来的挤出强弱区域的分界处附近应该存在着一条逆冲断层来调节、衔接两侧的差异隆升，而实际上如果将第3小节中发现的滑动面按照整体趋势向上继续延伸(如图 4a下方红色断层线所示)，那么最后与地面相交的位置位于加拉白垒西南坡山脚之下，处于阶地面T_l2翘起的尾端，恰好位于山脊线S₁与S₂挤出强弱区域之间的分界处(图 4a)，构成了其上盘加拉白垒、南迦巴瓦强烈隆升区与其下盘地貌面缓倾斜翘起的弱隆升区的分界面，由此推断该滑动面可能就是这样一条起到调节作用的逆断层，调节了派乡构造岩片内部的不均匀挤出，加拉白垒沿着派乡构造岩片内部的这条次级断层面不断地逆冲和隆升，以此来调节次级断层面两侧构造运动程度之间的差异，而在下盘近断层处伴随着逆冲过程而发生的褶皱、拖曳、挤压等作用则逐渐地造成了阶地面、山脊线的翘起、弯曲变形.此次米林地震仅仅是派乡构造岩片不均匀挤出过程中的一次具体事件.总的来看，这种解释使得深部构造面形态与地表构造运动相互之间能够很好地契合，在两者的共同约束之下使得发震构造更为可信.

为了揭示震区周边的断块运动特征，我们对夷平面的区域性变形进行了分析.对图 2a中已有的两个山脊线区域进行了扩展，拓展后的山脊线区域一共有11个(图 5a)，包括东构造结以及周边与之密切相关的构造邻区，不同的区域用从1到11的数字序号依次区分开来，不同区域内的山脊线用不同的颜色予以区别.这些区域多由水系围限而成，虽然形态均不甚规则，但是这些区域内夷平面的构造变形都与震区内的构造结构密切相关.我们选取了1条平行于嘉黎断裂带的投影面L1以及3条垂直于嘉黎断裂带的投影面L2、L3、L4，以这种组合投影面来揭示、剖析夷平面的区域变形，各个投影面的展布位置如图 5a中带箭头的黑线所示.

图 5a

Fig. 5a

图 5a 夷平面区域划分 Fig. 5a The zone division of the planation surface

我们将位于嘉黎断裂带两侧的区1—9内的山脊线投影到L1上(图 6a)，并将垂直于嘉黎断裂带的各个矩形条带内的山脊线分别投影到L2、L3、L4上(图 6c、e、g)，投影面上各个区内山脊线投影点的颜色与图 5a中的同名区域的颜色对应.从高程剖面上来看，夷平面往往集中在较窄的高程范围之内，地形点也往往呈条带状集中分布于此，地形点的密度也随之达到峰值，如果能够将峰值条带区域提取出来，那么就能够较为准确地得到夷平面的展布形态特征.为了实现这一点，我们利用ARCGIS平台的点密度工具计算出了各个投影面上山脊线地形投影点的密度分布图(图 6b、d、f、h)，从计算结果来看，高密度值条带状区域代表着山脊线地形投影点密集的地方，它准确而清晰地勾勒出了夷平面的空间展布与形态特征.

图 6

Fig. 6

图 6 山脊线及水系投影结果以及山脊线地形投影点的点位密度计算结果(a, b, c, d, e, f, g, h) 其中(a)为区1—9在投影面L1上的投影结果；(c)、(e)、(g)分别为L2、L3、L4的投影结果，其中彩色点表示山脊线的投影结果，黑色点表示水系的投影结果；(b)、(d)、(f)、(h)分别表示L1、L2、L3、L4投影结果中山脊线投影点的点位密度；JLF：嘉黎断裂带，IYS：印度斯—雅鲁藏布江缝合带. Fig. 6 The projection result of the mountain ridge and the riverbed and the point density calculation result of the topographic projection point of the mountain ridge Figure (a) is the projection result from zone 1 to zone 9 on L1, and (c), (e), (f) is the projection result on L2, L3 and L4 respectively. The colorized dots indicate the projection result of the mountain ridges and the black dots indicate the projection result of the river beds. Figure (b), (d), (f), (h) show the point density of the projection point of the mountain ridge on L1, L2, L3, L4 respectively. JLF: Jiali Fault, IYS: Indus-Yalung Zangbo Suture.

从L1的结果(图 6b)来看，嘉黎断裂带北侧区7内的主夷平面S7整体上连续展布，形态较为平缓，局部略微上凸.嘉黎断裂带南侧区3、4、6内的主夷平面S3、S4、S6都发生了整体掀斜，它们相互叠加在一起，更加强化了掀斜效果，它们向左侧渐渐抬升并最终与S7衔接到了一起.区9内的主夷平面被分成了S9a、S9b两部分，其中S9a发生掀斜而S9b相对水平，而且S9a与S3(4，6)的掀斜相似，两者连接起来疑似可以形成一个更大的掀斜面，只不过中间被NE向凸出的大拐弯所截断.总的来看，由于断块运动使得主夷平面S在嘉黎断裂带北侧和南侧之间被撕裂形成一个不规则的开口，开口两侧存在着显著的高差，这种高差可以视为断裂长期活动的累积位错量，是断裂带活动并对主夷平面直接断错的结果，最终目的是用来调节其两侧断块运动的差异.累积位错量沿着嘉黎断裂带的走向不断发生变化，似乎是在中间位置的S9a附近达到最大，约1200 m左右，然后向着两侧逐渐减小，这表明沿走向上不同段落上断裂具有不同的活动特征和水平.

从L2的结果(图 6d)来看，嘉黎断裂带北侧区7内的主夷平面S7呈水平展布，整体高程约5500 m，嘉黎断裂带南侧区3、4、6、11内的主夷平面S3、S4、S6、S11也都呈水平展布，整体高程约5300 m，两者之间存在着约200 m的高差.

从L3的结果(图 6f)来看，嘉黎断裂带北侧的S7整体上呈水平展布，整体高程约5200 m，相比L2中降低约300 m，嘉黎断裂带南侧的S3、S6、S11以及它们下方的S9a也都呈水平展布，S3、S6、S11的整体高程约4700 m，相比L2中降低约600 m，与S7之间的高差也进一步增加至约500 m，而S9a的高程进一步下降至约4000 m，与S7之间的高差也随之增至约1200 m.

从L4的结果(图 6h)来看，嘉黎断裂带北侧的S7呈水平展布，整体高程约5300 m，相比L3中增加约100 m，嘉黎断裂带南侧的S9发生掀斜，在掀斜的末端逐步分解、破碎，S7与S9在嘉黎断裂带两条分支断裂两侧存在着约400 m的高差，比L3中的高差有所降低.

此外，我们还注意到一些局部地形形态的凸起，包括L2中(图 6c，6d)紧邻嘉黎断裂带两侧的区5、区7的部分区域，L3中(图 6e, 6f)紧邻雅江缝合带大拐弯内侧的区1、区2以及夹于大拐弯与嘉黎断裂带之间的区5、区8，L4中(图 6g，6h)夹于嘉黎断裂带两条分支断裂之间的区8.这些地形凸起仿佛从主夷平面的裂口之中迸射出来，并沿着裂口走向持续展布，尤其是以区5、区8的连续性最好.通过对比对应位置的区域地质资料图(图 5b)后，发现区5、区7、区8中尖锐上凸的区域大都位于白垩纪花岗岩与古近纪花岗岩分布的地方，推断这些区内的地形凸起应该与白垩纪、古近纪时期沿着嘉黎断裂带的强烈喷出的花岗岩有关，由于喷出规模较大而且花岗岩的抗侵蚀能力相对较强，以至于在主夷平面裂解之时仍未被完全夷平，保留着高耸凸出的形态；而区1、区2则都位于东构造结核心强烈隆升区，推断这种地形特征是随着印度—欧亚板块的强烈碰撞使得南迦巴瓦、加拉白垒沿着缝合带大拐弯内侧的强烈挤出而形成的.

图 5b

Fig. 5b

图 5b 夷平面区域划分对应位置的区域地质背景图 图(b)根据中华人民共和国地质图(比例尺：1：100万)-拉萨幅(H-46)、昌都幅(H-47)、错那幅(G-46)、下关幅(G47)综合汇编而成；JSJF：金沙江断裂带，LSF：龙木错—双湖断裂带，NJF：怒江断裂带，JLF：嘉黎断裂带，IYS：印度斯—雅鲁藏布江缝合带，STD：藏南拆离系，MCT：喜马拉雅主中央断裂带，MBT：喜马拉雅主边界断裂带，MFT：喜马拉雅主前缘断裂带，CWF：错那—沃卡断裂带. Fig. 5b The zone division of the planation surface and the corresponding regional geological background map Figure (b) is compiled from the synthesis of the geological map of People′s Republic of China (Scale 1 : 1000000): Lhasa Sheet (H-46), Changdu Sheet (H-47), Cuona Sheet (G46), Xiaguan Sheet (G47). JSJF: Jinshajiang Fault, LSF: Longmucuo-Shuanghu Fault, NJF: NuJiang Fault, JLF: JiaLi Fault, IYS: Indus-Yalung Zangbo Suture, STD: South Tibet Detachment, MCT: Main Central Thrust, MBT: Main Boundary Thrust, MFT: Main Frontal Fault, CWF: Cuona-Wuoka Fault.

综合这一小节夷平面的区域变形情况来看，从3.6 Ma以来，随着印度板块东北犄角对欧亚板块持续不断地顶撞、俯冲，引起了东构造结地区强烈的断块运动，而主夷平面也随之发生裂解，总体表现为嘉黎断裂带北侧的主夷平面普遍高于南侧，这也反映出这一侧的地壳显著地增厚.碰撞的同时也造就了强烈的挤压环境，使得派乡构造岩片、多雄拉变质穹隆沿着缝合带大拐弯内侧不均匀地挤出，南迦巴瓦、加拉白垒随之隆升，而位于挤出地体顶部的初始夷平面则由于局部快速抬升而已被破坏殆尽，早已看不到原来的面貌.从主夷平面的变形情况来看，在直接顶撞的位置附近累积位错量最大，表明地壳增厚与隆升最大、挤压作用最强，相应地南迦巴瓦、加拉白垒挤出得也最高，而向着两侧方向累积位错量逐渐减小，表明向着两侧逐渐远离顶撞点方向地壳增厚、隆升以及挤压作用都逐渐减弱.

在这一过程之中，印度板块东北犄角的碰撞、俯冲提供了区域构造运动的动力学根源，在区域构造演化中起到主导作用，雅江缝合带(IYS)作为主干断裂带从整体上控制着这种碰撞格局.此次的米林地震就是在这种碰撞格局之下伴随着派乡构造岩片的不均匀挤出过程发生的，是派乡构造岩片内部的一条次级断层发生的一次逆冲运动造成的.余震的平面分布也因此严格受控于派乡构造岩片NE边界的范围和走向.然而这条次级断层是否已经破裂到地表则需要后续进一步的调查和研究.

米林地震看似发生得偶然，但它却是在印度—欧亚板块碰撞背景下东构造结地区挤压碰撞构造体系之内加拉白垒地体不均匀挤出过程中的必然事件.区域断块构造运动的位置、方式从宏观上决定了地震发生的位置、性质，无论是过去发生的历史地震、现在正在发生的能够监测到的地震还是未来可能发生的地震，都逃脱不了决定其能够发生的构造格局，只有弄清了这种构造格局才能理解过去、现在发生的地震，并有助于预测未来的地震.因此，对于米林地震，弄清其发震构造只是研究的一个方面，不应仅仅孤立地看待这次地震事件，更重要的是要进一步地查明地震发生的构造位置，隶属的构造体系，对应的断块及其运动.

本文一方面基于震源机制解和余震精定位资料初步确定了米林地震的发震断层面，另一方面进一步研究了震区及区域的地表长期的断块运动及其累积的构造变形，反演了断块的运动学特征，然后从后者之中找到能够与米林地震位置、性质匹配的断块及其运动，共同约束米林地震的发震构造.

米林地震的余震显著地集中在加拉白垒东北坡之上的一个NW向的长约36 km、宽约8 km的狭窄条带之内，这与震源机制解的节面走向相吻合.垂直于余震条带的剖面上初步显示出一条倾向NE的低倾角逆断层，这与震源机制解中的节面Ⅰ大致相当.综合震区GPS同震位移场的已有结果，初步判定这可能是发震断层面.

雅鲁藏布江大拐弯上游加拉村至米林河段两岸山脊线S1、S2的形态反映出了派乡构造岩片、多雄拉变质穹隆的不均匀挤出、隆升，其程度随着向大拐弯靠近而显著增加.将初判发震断层面按照其趋势进一步延伸至地表的位置，恰好位于山脊线S1、S2强弱隆起区域之间的分界处，该断层面构成了其上盘加拉白垒、南迦巴瓦强烈隆升区与其下盘弱隆升区的之间的错动面，加拉白垒正是沿着该断层面不断逆冲、隆升，以此来调节其两侧的差异运动.值得一提的是，在下盘近断层区域伴随着逆冲过程的褶皱、拖曳、挤压等作用逐渐造成了阶地面T_l2的掀斜翘起变形，而米林地震正是随着派乡构造岩片的不均匀挤出过程发生的，是派乡构造岩片内部的一条次级断层发生的一次逆冲运动造成的.

图 7中的剖面图AB给出了东构造结及周边邻区的构造运动模式，剖面线AB的位置与图 5b中的黑色剖面线AB位置相对应.从图 7给出的构造模式图来看，印度板块东北犄角在嘉黎断裂带附近受到前方地体对推挤的阻碍并与之发生顶撞，最终形成了以雅鲁藏布江缝合带为主干断层的挤压碰撞构造体系，在顶撞之处引起了地壳的更为显著的增厚、隆升，主夷平面随之发生裂解.由于碰撞带来的强烈挤压，使得派乡构造岩片、直白构造岩片和多雄拉变质穹隆沿着缝合带大拐弯内侧强烈挤出，南迦巴瓦、加拉白垒随之隆升.与米林地震密切相关的派乡构造岩片只是该挤压构造体系中的若干次级地体之一，派乡构造岩片的不均匀挤出脱离不掉这种更大的构造框架的约束和控制，派乡构造岩片内部的一条次级断层F的一次逆冲运动引发了此次的米林地震，而F是否已经破裂到地表则需要进一步的调查和研究.

图 7

Fig. 7

图 7 东构造结及周边邻区构造模式示意图 地表主要断层展布位置参照Ding等(2001)、Geng等(2006)、许志琴等(2008)、耿全如等(2011)、Xu等(2012)的资料以及中华人民共和国地质图(比例尺：1：100万)—拉萨幅(H-46)；剖面图参考Yin(2006)、许志琴等(2006)、许志琴等(2010)的资料综合修改而成；NLS：北拉萨地块，SLS：南拉萨地块，TH：特提斯喜马拉雅，GH：高喜马拉雅，LH：低喜马拉雅，SH：次喜马拉雅，SDZ：西瓦里克凹陷带，Q：第四纪沉积，JLF：嘉黎断裂带，IYS：印度斯—雅鲁藏布江缝合带，STD：藏南拆离系，MCT：喜马拉雅主中央断裂带，MBT：喜马拉雅主边界断裂带，MFT：喜马拉雅主前缘断裂带，PX：派乡构造岩片，ZB：直白构造岩片，DXL：多雄拉变质穹隆，F：推测发震断层. Fig. 7 The tectonic model of the eastern Himalaya syntaxis and the seismogenic tectonic of the Milin earthquake The distribution of the main fault on the surface is comprehensively modified refering to the result of Ding et al.(2001), Geng et al.(2006), Xu et al.(2008), Geng et al.(2011), Xu et al.(2012) and the geological map of People′s Republic of China (Scale 1 : 1000000): Lhasa Sheet (H-46). The profile is comprehensively modified refering to the result of Yin (2006), Xu et al, (2006), Xu et al.(2010). NLS: North Lhasa terrane, SLS: South Lhasa Terrane, TH: Tethyan Himalaya, GH: Greater Himalaya, LH: Lesser Himalaya, SH: Sub-Himalaya, SDZ: Siwalik Depression Zone, Q: Quaternary deposit, JLF: JiaLi Fault, IYS: Indus-Yalung Zangbo Suture, STD: South Tibet Detachment, MCT: Main Central Thrust, MBT: Main Boundary Thrust, MFT: Main Frontal Fault, PX: Paixiang slice, ZB: Zhibai slice, DXL: Duoxiongla migmatitic dome, F: Inferred seismogenic fault.

此外，与此次地震相邻的南迦巴瓦地体NEE边界以及SE边界是一个潜在的地震空区，其地震危险性值得进一步的关注.