2019, Vol. 62
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 中国地震局台网数据中心, 北京 100045
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. China Earthquake Networks Center, Beijing 100045, China
青藏高原乃镶嵌在世界陆、海空间的一颗璀璨的明珠，然而它的形成与演化却经历了地球内外颇为复杂的地史变迁.在太平洋板块、印度洋板块和欧亚板块的错综作用与制约下，在我国陆内，乃至东亚形成了一盘破碎镶嵌块体的组合.青藏高原的隆升、南海的下沉这一高一低乃东亚中、新生代以来最为壮观的地球科学事件(图 1).特别是在印度洋板块与欧亚板块，即陆-陆板块的碰撞、挤压作用下，印度大陆向北推进，而两大板块的汇聚量竟可达40%~60%，且迫使高原腹地壳、幔物质向东转而向东南流展(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1981, 1982; 魏斯禹等, 1983; Teng et al., 1987; 滕吉文, 2008).显然，青藏高原的水平向缩短和垂向增厚乃两陆-陆板块相互作用的结果.青藏高原整体抬升，其地形起伏差异值可达3000±500 m，地壳厚度差异可达15±5 km，其壳、幔边界(Moho界面)的深度分布乃似一四边不对称的“深盆”(Teng, 1981; Toksöz et al., 1981; Zhou et al., 1981; 熊绍柏等, 1985; 孟令顺和高锐, 1992; Zhang et al., 2011).由于南北方向陆-陆板块的强力相向碰撞、挤压作用，导致了高原地域一系列近东西向的拉张与破裂(韩同林, 1987; 雍永源, 2012)，并在90°E±1°E附近地带形成了东西向扩张的轴部，即构成了南起亚东，向北经康马、羊八井、纳木错、东巧、岗尼，北抵葫芦湖长达700余千米近南北走向的壳、幔介质拉张破裂系(图 2).
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图 1 亚洲地形地貌-活动构造背景图(葛肖虹等，2014) Fig. 1 Map showing topography and active tectonics of Asia (after Ge et al., 2014) |
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图 2 青藏高原南北向构造带的分布与属性(雍永源, 2012, 本文有补充) 1板块聚合带—新生代构造强烈活动带；2走滑断裂带；3地堑或断陷盆地；4弧后洋盆闭合带新生代构造活动带；5断裂(张性或张-压-张性多期活动断裂)；6裂谷带. Fig. 2 Distribution and attributes of NS-trending structures in the Tibetan Plateau (Yong, 2012) Plate convergence-active Cenozoic tectonic belt; 2 Strike-slip fault zone; 3 Graben or faulted basin; 4 Back-arc ocean basin closure with active Cenozoic tectonic belt; 5 Fault (extensional or multi-periodic extensional-compressional-extensional active fualt); 6 Rift belt. |
由于青藏高原腹地壳、幔物质在南北向强烈挤压，东西向拉张作用下，壳、幔物质由轴部(90°E±1E°)向西与向东扩散，并沿走向NW-NWW向的海原断裂、东昆仑断裂、鲜水河断裂、嘉黎断裂为通道边界向东流展，转而向东南流展(滕吉文等, 1996a, b, c，2012，2014, 2015; 滕吉文, 2003a)，故形成了高原向东开口(喇叭口)呈流展的复杂构造格局(图 3).同时塑性材料的物理实验亦证实，当高原腹地深部物质向东运动时，则必须要在东西向拉张力系作用下，沿着一定路径为边界的通道运动，而这里的一系列大型走滑断裂则构成了其运移的边界条件(图 3).高原腹地90°E以东的壳、幔物质要向东运动则必须克服高原周边薄壳(高原腹地地壳厚度为70±5 km，而周边则仅为50±5 km)的垂向阻隔(滕吉文, 2008).基于青藏高原东部具有远大于西部的壳、幔物质流动量(M)，而在印度洋板块与欧亚板块向N-NE方向的运动时又加速了(图 3).高原腹地壳、幔物质的向东运动(图 4).根据牛顿第三定律(F=ma)，当必会产生相当大的拉张力F，致使位于90°E附近地带的张裂构造加宽、加深，同时还会导致一系列相应的地球科学事件发生与发展.为此探索该大型张性构造带的属性及其形成的深层动力过程以达厘定其物质运动的行为与轨迹和动力学机制.
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图 3 青藏高原东北缘深部物质运移路线图 Fig. 3 Paths of material migration at depth in the northeastern margin of the Tibetan plateau |
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图 4 东亚大陆青藏高原陆-陆板块碰撞挤压地带深部物质运移轨迹的塑性材料实验结果图像(Tapponnier et al., 1982)模型实验结果手绘效果图 阶段3中可将块体1和2看做是印支地区和华南地块，且裂隙1, 1+2分别代表中国南海，安达曼海和中国东北. Fig. 4 Schematic of continental tectonics and dynamics in eastern Asia (Tapponnier et al., 1982) Hand drawings of model experiment results In stage 3; blocks 1 and 2 can be regarded as Indochina and southern China, and open gaps 1, 1+2, and 2 as South China Sea, Andaman Sea, and northeastern China, respectively. |
关于青藏高原90°E以西和以东的一系列走向近NS的断裂构造带有人认为是裂谷(Molnar and Tapponnier, 1978; Deway, 1988; Coleman and Hodges, 1995; Yin, 2000; Blisniuk et al., 2001; Kapp and Guynn, 2004; 侯增谦等, 2008)，且均在讨论成矿与构造问题时设定其为裂谷，但却没有给出应有的论点与论据，大多数学者却认为这些近南北向的断裂系应为伸展构造或近于地堑(Molnar and Tapponnier, 1978; Armijo et al., 1986; Deway, 1988)，故尚有待深化认识.也有人从地表派生的地质构造上认为亚东—谷露为裂谷(Cogan et al., 1998), 但亦未能给出比较量化的壳、幔结构、构造和与其相匹配的各类构造事件，即边界条件.显然，对高原内部南北向张性构造对在其属性的理解是很不一致的.为此，必须从裂谷的定义出发，以量化数据为依据才是厘定其物理属性和空间结构的核心所在.
那么当下的问题是，这90°E附近地带的拉张性构造带的属性是什么！基于地球物理学和大陆动力学的研究则要回答：它是一个裂谷构造呢？还是一条张性断裂？为此本文将从裂谷的定义与其伴生的要素出发，通过“亚东—东巧—葫芦湖”地带的壳、幔结构、地热场特征、地震活动和应力场展布来研究其属性.
1 青藏高原南北向构造带形成的边界条件与深部动力环境张性构造、地堑和裂谷这三者之间有一定的相关性和异同，但从定义上讲它们是有区别的.对于高原腹地中部“亚东—东巧—葫芦湖”这一拉张性构造带的属性，即它是一个裂谷系，还是一个张性构造或地堑，则必须了解与认识其真正的深部与浅部的构造及其所呈现的特异空间结构格局，即空间展布的几何形态与其必须伴生的事件与要素.这就必从定义出发，厘定其属性.
1.1 青藏高原内部与周边地域构造背景及动力学环境 1.1.1 壳、幔物质运移与效应青藏高原地表呈现的构造现象、变形特征，高原整体的几何形态以及地貌特征，均必定反应印度洋板块、欧亚板块及太平洋板块的耦合响应及其导致的陆内地体的分区(滕吉文等, 1996c; 许志琴等, 2006)密切相关.在三大板块(印度洋板块、欧亚板块和太平洋板块)的共同作用下，高原壳、幔物质受到了强烈挤压，并在周边薄壳阻隔与约束下高原快速隆升，导致了高原内部广阔而又平坦的地势，并伴随着一系列湖泊和河流呈现.若将高原Moho界面深度比作“盆底”(深度为70±5 km)，而其“盆边”则十分陡峭(深度为50±5 km).然而在南北向陆-陆板块相接后，板间的相互作用并未终止，印度洋板块约以40~50 mm·a-1的速率向北推进，而高原地壳则约有1500±500 km的水平短缩并导致地壳垂向增厚，造成了印度洋板块与西伯利亚板块之间在南北约2000 km，东西的3000 km的巨大范围内促使新生代地层产生陆内变形区(Gansser, 1964; Molnar and Tapponnier, 1975; 许志琴等, 2004; 杨文采等, 2019).在这样的动力环境中，导致了高原腹地壳、幔物质东西向拉张的速率约为10 mm·a-1(Molnar et al., 1993)，由此形成了中央造山带，故导致了高原周边壳、幔物质向陆内“俯冲”与陆内地幔底侵(许志琴等, 2006)的动力学效应.
1.1.2 高原腹地深部物质流展基于两陆-陆板块的强劲相互作用与耦合，不仅造成了高原内、外地壳缩短增厚与诸多的板内事件产生，而十分重要的是喜马拉雅弧形山系的东西弧顶处形成了东、西两个构造结.这两个构造结分别向N-NNE方向“挺进”(张中杰等, 2002; 滕吉文, 2006).
高原腹地壳、幔物质绕东、西两个构造结流展(Wang et al., 2006)，并向东与东南运动.这样的运动行为与轨迹当必拖拉着高原腹地的壳、幔物质运动，亦必造成构造结区构造活动，地震活动，水热运动，并形成了一系列的物源来自高原内部的新生代沉积盆地(图 5).深部物质向东向西挤出并在其两侧堆积.
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图 5 青藏高原盆地—山脉—高原构造系统与物质侧向运动势态图(Wang et al., 2006) (a)受力作用于壳幔物质运移方向；(b)高原腹地壳、幔物质绕东、西构造结运动势态. Fig. 5 Schematics of basin-mountain-plateau tectonic systems and lateral material motion in the Tibetan plateau (Wang et al., 2006) (a) Direction of crust and mantle material movement; (b) Motion of crustal and mantle material around the east and west syntaxes in Tibetan Plateau. |
以上讨论表明，青藏高原在南、北两大板块作用下和太平洋板块远程效应影响下，壳、幔物质由于受到东西向的扩张，故迫使腹地深部物质向东、西流展(向东流量大).由于青藏高原及周边受到印度洋板块和太平洋板块远程效应的共同作用和在南、北两陆-陆板块的强力碰撞、挤压，故导致了东西向的拉张；东、西构造结区物质向东、向西并进而向东南及西南流展造成的双力偶效应，即三种力系的叠加作用(图 6).这便造成了青藏高原内部及周边极为复杂的构造格局和深部物质与能量的交换，导致了深部物质的垂向分异、调整和运动，同时形成了高原内部特异的重力场、应力场，岩浆岩分布和壳、幔结构变异，还造成了高原内部的分区、分带、分块并呈四象限分布的格局(张雪梅等, 2007; 张洪双等, 2013; Teng et al., 2014).
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图 6 中国大陆及邻区力系作用与现今构造地貌影像图 Fig. 6 Present-day dynamics and landform image of China continent and adjacent areas |
世界上裂谷系的研究早已为地球科学家们所瞩目(Милановский, 1976, 1987)，由于其往往与金属矿产资源、地震灾害、构造运动和地球动力学环境关切，故在深化研究进程中已取得了非凡的成就.
1.2.1 世界裂谷的研究概况澳大利亚地质大师徐斯(1891)，英国地质学家格里果里(1896)早在上个世界末叶，已对全长7000 km的东非裂谷系进行了研究.对奥斯陆地堑、莱茵地堑、贝加尔盆地和美国西部盆地山脉省等研究也在很早以前就开始了.原苏联帕拉斯在1772年便来到了贝加尔湖畔，并对其进行研究，后来乔吉等很多学者亦均在该区均进行了系统研究.20世纪60年代末开始用板块构造理论来研究裂谷的成因问题，当必驱使对裂谷系的研究又向前推进了一步.
就目前来讲，研究比较多的应属非洲裂谷系，其中以红海、亚丁湾和东非裂谷的交汇部位的研究尤为详细.伴随着裂谷的形成会产生诸多的地球物理响应，如地震活动、重力场和磁力场的异常特征，水热活动与热场分布特征和壳、幔的特异结构等.这便为我们研究裂谷系给出了一系列的标志，就裂谷而言可分为古生代的已消亡的裂谷，中、新生代形成的现代活动裂谷以及被动活化的古裂谷等(Von Herzen and Vacquier, 1967; Searle and Gouin, 1972; Reichenbach and Mueller, 1974; Girdler, 1975; Krylov et al., 1975; Puzyrev et al., 1978; Hermance, 1982; Morgan and Paul, 1982; Hermance, 1983; 滕吉文, 1988, 1994).
在我国攀西被动活化古裂谷的地球物理研究和探索中，不仅取得了重要进展，发表了一批创新性的论文(张云湘和刘秉光, 1985, 1987；张云湘和袁学诚, 1988)和专著(滕吉文, 1994)，更重要的却是对世界裂谷系的分类给予了补充.
1.2.2 裂谷的定义与其伴生的成因要素大陆裂谷是与地壳、地幔构造紧密相关的伸展过程，自20世纪下叶至今却是地球科学中最为活跃的研究前沿，对它的理解与认识上涉及了地球物理学和地质学两大学科及其相邻科学领域.在国际上它涉及了“上地幔计划”、“地球动力学计划”和“岩石圈计划”等领域.尽管大陆裂谷与大陆张性构造或地堑在其形成、响应和机制上是不完全相同的，而当今地球科学界却尚在混用，即将其视为等同，故有必要先从理念上弄清它们的内涵和定义乃是十分重要的.
(1) 伸展断裂带与裂谷的差异
伸展断裂带：在拉张力系作用下形成的一系列张性构造带或盆地(坳陷).而不涉及这些断裂的属性与形成的深层过程.
裂谷：系指岩石圈以正断层为边界的伸展张裂带，Moho界面和软流圈顶部上隆，深部炽热物质与能量进行着强烈交换，且制约着壳、幔物质拆离、下沉并伴随一系列地球物理场的变异和相关事件的产生；其动力学响应链接着整个岩石圈和软流圈(图 7).
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图 7 大陆裂谷形成的深、浅层过程与边界条件(Kearey et al., 2009; Olsen, 1995) (a)主动裂谷：初始阶段—发育阶段；(b)被动裂谷：初始阶段—发育阶段；(c)次级地幔对流；(d)拆离-沉降作用. Fig. 7 Deep and shallow processes and boundary conditions of generation of continental rifts (Kearey et al., 2009; Olsen, 1995) (a) Active rift: the initial and the development stage; (b) Passive rift: the initial and the development stage; (c) Secondary mantle convection; (d) Detachment and sedimentation. |
(2) 裂谷形成与基本形态
在大陆裂谷的形成过程中，为在力系作用下深部物质重新分异、调整，壳、幔物质与能量强烈交换和地幔对流，以及板块边界的拉伸、均会形成不同类型的裂谷的构造体制(Olsen, 1995)(图 7).
在裂谷形成与演化的进程中当必会伴随着异常的壳、幔结构，高大地热流值、强烈地震活动与强烈地震的发生，岩浆岩以及碱性玄武岩为主的火山活动，同时这里又是多金属矿床和油气勘探的有利地区.如东非裂谷、美国盆地山脉省，肯尼亚的戈里果里裂谷(图 8)，俄罗斯的贝加尔裂谷，我国的攀西裂谷带等(Baker et al., 1971; Banks and Swain, 1978; Puzyrev et al., 1978; Bosworth, 1987; 滕吉文, 1994; Olsen, 1995; 刘和甫等, 2005).
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图 8 戈里果里裂谷横截面(a)和重力布格异常分布与模型(b) (Kearey et al., 2009) Fig. 8 Schematic cross-section across the Gregory Rift (a) and Bouguer anomaly profile and model of the Gregory rift (b) (Kearey et al., 2009) |
青藏高原构造活动强烈，不论是地层、岩浆岩、断层系、造山带和地体的划分均不同于我国东部地区，该区除西南部有近SN和NW方向的一些局域构造外，而绝大部分却呈近东西走向，且自此向南在时代上有逐渐变新的趋势.基于构造和后期的改造及其在空间上的展布特征可将青藏高原大致划分为六大构造带，即祁连、加里东构造带，昆仑华里西构造带，巴颜喀拉印支构造带，唐古拉早燕山期构造带，冈底斯—念青唐古拉山构造和喜马拉雅构造带.
依据该区沉积建造，岩浆岩建造和地质构造的时空演化和变异，其地质构造的发展可分为以下几个阶段，即前晋宁运动阶段，晋宁—华里西运动阶段，华里西—喜马拉雅运动阶段，喜马拉雅运动阶段和青藏高原运动阶段.
青藏高原一系列的走向为近NS的伸展活动与构造第四纪众多的不整合为其特色(韩同林, 1987; 哈广浩等, 2018; 王德华等，2018).高原周边巨大山系的形成(即喜马拉雅山脉、昆仑山脉、祁连山、阿尔金山、龙门山等)应与高原周围块体沿主边界断裂向高原楔入形成的边界翘起带有关(图 9).活动构造带中的隆起带，是由于地壳中的熔融体或上地幔热物质沿被拉薄了的地壳张裂带上涌的结果.维系高原隆升势头的强大压力，乃多元效应所致，即沿地壳或壳-幔不同圈层发生相对滑动、南移并受到印度洋板块强烈的向北堆挤所形成的强大压应力和高原周边块体的围压关切.
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图 9 青藏高原东西向拉张作用形成的活动构造及地壳—上地幔结构特征示意剖面图 1上地壳；2下地壳；3上地幔；4壳-幔过渡层；5主边界断裂；6上地幔上拱力；7断陷区地块向下分压力；8主挤压应力方向；9断陷区表层第四纪沉积物. Fig. 9 Active tectonics formed by east-west directed extensional force in Tibet Plateau and sketch of curst and upper mantle structure 1 Upper crust; 2 Lower crust; 3 Upper mantle; 4 Transition layer of crust and mantle; 5 Main boundary fault; 6 Upwarp force of upper mantle; 7 Pressure from block in fault-depression area; 8 Direction of principal compressive stress; 9 Quaternary sediment on the surface of fault-depression area. |
显然，“亚东—东巧—葫芦湖”张性构造带是在这一大背景下形成与演化的一个特异张性构造带，即裂谷带.
1.3.2 亚东—东巧—葫芦湖地带的构造格架沿该剖面主要是由喜马拉雅块体、拉萨块体、羌塘块体和柴达木块体组成，并被走向由南向北近东西的一系列逆冲断裂所切割(图 10)(INDEPTH1, 2).系统分析与研究认为：康马拆离带与亚东—东巧—葫芦湖构造带以西的藏南一系列的拆离系不是同一时代的产物，二者在空间上不存在任何联系，而却与东侧的藏南拆离系形成时代相近，并在空间上相连(赵文津和INDEPTH项目组, 2001).
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图 10 亚东—尼木—羊八井—当雄地带主要地质构造廊带简图(INDEPTH 1, 2提供) Fig. 10 Sketch map of Yadong-Nimu-Yabajing-Dangxiong tectonic belt |
为了研究与探索“亚东—东巧—葫芦湖”构造带的属性，即它仅是一条伸展性断裂带呢？还是一条满足于一定边界条件的裂谷呢？下面将从理解其壳、幔结构、地震活动、地球物理边界场响应等方面的特征进行系统分析，以达厘定其构造属性.
2.1 沿构造线的地壳与地幔的速度结构 2.1.1 浅层沉积建造依据垂直于该构造带的地震反射资料，可给出四条近东西向剖面的沉积建造剖面，且均处在四条河谷地带，其厚度为0.1~1.5 km不等，且为不对称的低速沉积物，据此可推断：速度为2.2~2.8 km·s-1，这一构造带的近东西向拉张有一定的宽度.亚东—谷露两侧的拆离带被大规模断层水平错动，错距为50±5 km(Michel, J. G.认为为100~180 km).
2.1.2 人工源宽角地震反射与壳、幔二维速度结构在青藏高原腹地班公湖—怒江板内缝合线以南地带，即西起奇林错，向东经班戈、那曲抵雅安多，布设一条长500 km的长剖面(刘宏兵等, 1990; 滕吉文等, 2012).沿该剖面进行人工源地震宽角反射/折射波场探测，由于剖面为横穿“亚东—东巧—葫芦湖”构造带(走向EW)，故对厘定该构造带地域的壳、幔结构和速度分布有着极为重要的意义.
(1) 上地壳结构特征
沿该剖面沉积层厚度为5~6 km，在班戈与色林错之间存在一条深大断裂，可直抵Moho界面或更深.地震探测剖面由奇林错、那曲，抵雅安多，恰横穿亚东—羊八井—东巧—葫芦湖(西藏与青海边界)构造带(图 11a).沿该剖面在深部地壳中发现低速层(刘宏兵等, 1990)，速度为5.8 km·s-1，不仅厚度变化强烈，而且呈不连续状；上、中地壳边界呈起伏变化，并在蓬错—下秋卡之间上隆，其起伏幅度为5±1 km.
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图 11 青藏高原北部色林错—那曲—雅安多地震宽角反射速度结构剖面 (a)剖面位置分布(蓝色)，红色为构造带；(b)上地壳速度结构，浅蓝色为地壳低速层(速度为5.8 km·s-1)；绿色为上下地壳分界；(c)地壳与上地幔深部速度结构剖面(红色为Moho界面)(刘宏兵等, 1990, 本文有补充). Fig. 11 Seismic wide-angle reflection velocity profile along Selincuo-Naqu-Ya′an in northern Tibetan Plateau (a) Location of seismic profile (blue line), tectonic belt (red line); (b) Velocity structure of upper crust, the blue regions denote low velocity layer (5.8 km·s-1); the green line denotes the boundary of upper and lower crust; (c) Velocity structure of crust and upper mantle (red line denotes the Moho interface). |
(2) 下地壳与Moho界面
中、下地壳为成层速度结构，壳内和壳、幔边界(Moho)四个主体界面亦均呈局部隆起状，且在深部呈现出由东向西偏移之势(图 11b)，故这一断裂在深部有可能西倾.
2.1.3 分析(1) 基于(1)—(2)的分析表明，该构造带的中心位置应为蓬错—那曲—下秋卡地带，宽度可达100 km，且沿剖面被F1、F2、F3三条深大断裂带所切割，而F2、F3乃该构造带的边界断层.
(2) 由于整个地壳介质受到上地幔软流圈和上地幔顶部物质运动的影响，故系列层序均呈局部减薄状，而该断裂带的两边界断层F2、F3则为上地幔热物质上涌的通道，待深部热物质上升到上地壳后，不仅在适宜的岩相层位聚集，且向两侧流展，并形成了图中所示上地壳局部低速层的展布形态.
(3) 基于上述地壳各层介质的岩相、低速层和构造格局的认识，故该构造带具有裂谷带的壳、幔空间结构特征.
2.2 天然地震层析成像剖面有关上地幔和软流圈的速度结构，当今尚缺乏高精度的人工源地震探测结果，故只能借助于天然地震的结果给予概略的分析，由横切青藏高原34°N的剖面可见(图 12).沿该剖面在85°E—95°E之间地带壳、幔结构的空间展布与其东、西两侧确存在较大差别.
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图 12 沿34°N穿越主边界大断层(MBT)—喜马拉雅造山带(Hm)—拉萨块体(LS)—羌塘块体(QT)层析成像剖面 Fig. 12 Seismic tomography profile along 34°N through Main Boundary Fault (MBT)-Himalaya orogenic belt (Hm)-Lhasa block (LS)-Qiangtang block (QT) |
(1) Moho界面上隆，即减薄(相对于东西两侧)，且速度亦低，为4.3 km·s-1，即要比上地幔盖层速度差达0.3~0.4 km·s-1.
(2) 软流圈顶部亦“呈”略上隆状，上地幔低速层厚度可达100 km左右，速度为4.3~4.5 km·s-1.应当特别注意的是，F3与F5之间地带呈现出这一局部低速的块体，它处于上地幔盖层中，但速度却低于其周围介质约0.3~0.4 km·s-1.它与上地幔软流圈相连，形成了软流圈物质上涌且导致地幔盖层和Moho界面上隆，并构成了热物质上涌的通道.
(3) 断裂：在岩石圈深度范围内(100 km深度内)呈现出五组断裂(F1, F2, F3, F4, F5), 且均为深大断裂，主要是雅鲁藏布江，斑公—怒江，金沙江等大型块体的边界大断裂，而90°±2°E，范围内的构造带地区的断裂，却在大比例尺的图像中尚难以反映.
(4) 基本轮廓
天然地震层析成像结果给出了轮廓性的理解：
① 在走向NNE向的亚东—东巧—葫芦湖地带，穿越其近东西向的壳、幔结构剖面表征着：深部存在物质与能量的交换，且深部有物质上涌.
② Moho界面和软流圈顶部在较大范围内88°E—95°E减薄.当然它们分别仅是横穿“亚东—东巧—葫芦湖”构造带的反映，而对该构造带与其东、西两侧较大范围内确具有整体响应.
3 地震活动性特征青藏高原是我国现代最新构造运动和地震活动极为强烈的地区(邓起东等, 2003; 孙少波等, 2018；王健等, 2018)，而由于三大板块的直接与间接作用和陆内各大块体在两大陆板块强烈碰撞、挤压作用下，造就了高原内部在各块体之间的相互作用下的复杂变形，并涉及到亚东—东巧—葫芦湖构造带的周边，拉萨块体与羌塘块体之间的嘉黎—斑公断裂展布，在念青唐古拉、纳木错和格林盆地一带的高原腹地，特别是90°E以东壳、幔物质向东滑移拉张.喜马拉雅造山带与其东、西弧顶，即东西构造结地带和青藏高原东缘，即南北构造带地区强烈地震和大地震不断发生.高原腹地的亚东向北抵青海边境乃强烈地震和大地震的聚集地带(图 13).
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图 13 青藏高原与周边地带构造格局与强烈地震(M≥6)分布图(邓起东等, 2014, 本文有补充) A:青藏断块区; A1:拉萨; A2:羌塘断块; A3:巴颜喀喇断块; A4:东昆仑—柴达木断块; A5:祁连山断块; A6:川滇断块; A7:滇西南断块; A8:西昆仑断块；ANB:青藏断块区北部边界构造带; AEB:青藏断块区东部边界构造带; B、D和E为其他断块区编号，R:裂谷带. Fig. 13 Active tectonic pattern and major earthquakes (M≥6) in the Tibetan Plateau A: Tibetan fault block; A1: Lhasa fault block, A2: Qangtang fault block, A3: Bayan Har fault block, A4: East Kunlun-Qaidam block, A5: Qilian Mountain fault block, A6: Sichuan-Yunnan fault block, A7:Southwest Yunnan fault block, A8: West Kunlun fault block; ANB: The North boundary zone of A, AEB: The east boundary zone of A. B, D and E are other blocks, R: Rift belt. |
(1) 青藏高原除东、西构造结区外，基本上均为浅源地震，高原内部震源深度主要集中在20~40 km之间，且均与活动构造带相关.
(2) 地震活动具分带性，地震活动及强烈地震几乎全部发生在构造活动带的边界地带(图 14)，沿亚东向北抵青海地带的断陷盆地边界断裂活动性强，但在隆起部位一般很少见.这表明，沿该构造带的地震活动及强烈地震的发生与断陷构造带密切相关，如羊八井、当雄、东巧相邻地带的地震活动和强烈地震的发生等.
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图 14 西藏羊八井—谷露一带地震断裂及地震震中分布图(韩同林，1987) (a)崩错地震形变带形成的力系作用示意图，1具压性形变类型(如土褶等)；2次级张裂；3扭裂(地震断裂)；4地陷；5喷砂丘；6被错断的河、湖堆积阶地；7形成地震形变带力偶作用方向；(b) 1以正断层性质为主的边界断裂；2断陷带；3具正断层性质为主的地震断裂；4具走滑性质为主的地震断裂；5地震断裂与边界断裂一致的地段；6湖泊；7 M≥8(数字为震级)；8 M=7~7.9；9 M=6~6.9；10 M=5~5.9；11 M=4.7~4.9. Fig. 14 Seismic faults and epicenter distribution around Yabajing-Gulu in Tibet (a) Sketch of force system for Bengcuo seismic deformation zone, 1 compressional deformation (earth fold, etc.); 2 secondary tension crack; 3 shear crack; 4 land subsidence; 5 sand blast dome; 6 dislocated river and lake terrace; 7 force couple direction of seismic deformation; (b) 1 boundary fault dominated by normal faulting; 2 fault-depression belt; 3 seismic fault dominated by normal faulting; 4 seismic fault dominated by strike slip; 5 section with consistent seismic fault and boundary faults; 6 lake; 7:M≥8 (magnitude); 8 M=7~7.9; 9 M=6~6.9; 10 M=5~5.9; 11 M=4.7~4.9. |
(3) 上述边界断裂主为正断层，实际上它是由数条断裂组成的断裂系，沿断裂系地带具滑塌堆积，如尼木安岗，羊八井以西及当雄九子拉至桑利乡一带(图 14).这种正断层主为地震变形带，在断裂带中心部位亦见地震变形带，且切剖第四纪各种成因的堆积物.
3.2 1951年当雄大地震当雄大地震发生在1951年11月18日17时35分50秒当雄县达致乡境内.震中位置为31.1°N，91.4°E，那时西藏地区尚不甚安宁，又置解放初期，地震发生后并未进行较详细的考察，当时无记录和定位资料，故关于其震中位置也仅为调查过程中的估定.地震发生后，灾区调查的极震区烈度为8.1度，等值线走向NW，震源深度平均值为21 km(Teng et al., 1987; 西藏自治区科学技术安全会和国家地震局科技监测司, 1988).
(1) 啊龙岗日地震活动地段(88°E—92°E)是当雄与其相相邻地段地震活动最为强烈的地带，6级以上地震释放的能量约占该区的90%左右.
(2) 在当雄与其相邻地带亚东—东巧—葫芦湖断裂带的东西向错动
1951年当雄8.0大地震发生时，在藏北湖区盆地与山麓的耦合地带形成了一条走向NW的地表破裂带(韩同林，1987)，即地震断层带，至今仍清晰可见，它是一条右旋的剪切破裂带(图 14).由于这次大地震的发生，其周边又为历史上多次强烈地震发生的地域，故介质属性与结构均处于活动的状态，并在NE向挤压与EW向拉张力系错动作用下，又受到区域构造的影响，故导致了亚东—东巧—葫芦湖断陷带的产生.在那曲，东巧地段被错开(图 13a，b)，其NW向错断可达80 km左右，沿崩错断裂沉积了第四纪的不同时期与类型的地层.崩错湖的形成晚于更新世末至全新世初，这条断裂呈直线延伸，破碎带不宽，水平错距大于垂直错距，故表明它具有左旋走滑性质，但却以正断层属性为主体.
(3) 断陷的属性，依据该断裂展布及沿该断层带的构造运动，地震频频发生，和壳、幔结构的格局等特征表明，该裂陷带具有裂谷构造的属性.
4 水热活动和大地热流值的异常特征青藏高原构造活动又新又复杂，这显然与水热活动和高地热流分布有着内在的联系.至今尽管尚未发现有第四纪的火山活动或遗迹，但确具有与火山活动相关的各类地热事件，如水热爆炸，间歇喷泉，汽、水两相显示及氯化钠型水等.高原地区的地热显示和高热流值分布并不是沿走向近东西的大型构造区带，而是与两陆-陆板块强烈碰撞、挤压作用下形成的拉张断陷构造带密切相关，且以东西向拉张环境下形成的裂陷主轴处(90°E±1°E)最为强烈(中国科学院青藏高原考察队，1981).
4.1 水热活动与类型在青藏高原腹地及周边地带水热类型繁多，如水热爆炸，间歇喷泉，沸喷泉，沸泉，热泉，温泉，喷气孔，硫质气孔，冒气地区等，在斑公错—怒江断裂的南侧，即喜马拉雅山弧形山系主脊线以北地带较为集中(中国科学院青藏高原考察队，1981)，这里又恰为地震Lg波能量消失的地带(魏斯禹等, 1981).在近南北方向上沿亚东—东巧—当雄—那曲—葫芦湖一带尤为典型，且主要集中在构造活动地区与其转折部位.
4.2 水热活动反应的水化学类型考虑到西藏地域的热流体特殊性，大体上可划分为9种类型(中国科学院青藏高原科学考察队, 1981)(包括亚型)：(1)富硼氯化钠亚型水；(2)贫硼氯化钠亚型水；(3)重碳酸盐-氯化钠型水；(4)重碳酸盐-硫酸钠亚型水；(5)重碳酸盐-硫酸钙亚型水；(6)重碳酸钠亚型水；(7)重碳酸钙亚型水；(8)硫酸盐-重碳酸盐亚型水；(9)硫酸盐-氯化钠亚型水，它们均以活动构造带地区最为典型.显然其与活动构造、特别是沿裂陷带的水热活动，其热补给源绝大部分为来自深源岩浆活动与热物质沿断裂带通道上涌.
4.3 沿裂陷带的大地热流值分布在整个青藏高原地区大地热流值的测量至今有少量测量数据，仅为1982年以来即中法合作期间在西藏地区，由亚东向北经羊八井锡铁山一带有少量测量数据.仅在羊卓雍湖和普莫湖进行了较系统的湖中大地热流值测量(魏斯禹等, 1981; 魏斯禹等, 1983; 沈显杰等, 1990).此外，沿该断陷带由南向北在拉萨—冈底斯地体，羌塘—巴颜喀拉地体，昆仑地体和柴达木盆地长1300 km的长剖面上进行了13个点的大地热流测量.当然这对研究这一地带的热结构和热场分布还是不够充分的，但这些宝贵的实测数据确有着一定的热场响应，且具代表性(图 15).
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图 15 沿亚东—那曲—格尔木剖面的热流值分布 (a) YZSZ：雅鲁藏布江缝合带；BNSZ：斑公错—怒江缝合带；JTSZ：金沙江缝合带；(b)与热补给壳、幔结构示意图(沈显杰等, 1990). Fig. 15 Terrestrial heat flow along the Yadong-Golmud geological section (a) YZSZ: Yarlung-Zangbo Suture Zone, BNSZ: Bangong-Nujiang Suture Zone, JTSZ: Jinsha River Suture Zone; (b) Abyssal heat recharge of crust and mantle. |
(1) 大地热流值的分布特征.沿该断裂构造带大地热流值的分布在整体上远高于大陆内部平均值(60 mW·m-2).在羊应乡、拉多岗、那曲竟高达264、338、319.这表明这一地区的特殊异常特征，可能主要受到深层热动力过程的制约.而在普莫湖，羊卓雍湖、罗布莎、拉萨北郊、马曲、伦坡拉盆地均为91、146、66、106、140，即显示为高大地热流区.
(2) 大地热流值高于100 mW·m-2左右的地方当属高热流区，它们的热流值应源于壳、幔深处(图 15)，真正反映着大陆裂谷地带的热异常场特征.显然沱沱河、东昆仑山麓、锡铁山各地的大地热流值仅为47、42、40 mW·m-2，即为冷而稳定的地热流值分布区(带)，故已不属于裂谷带的热异常属性.基于上述特征，故厘定沿该剖面的大地热流值分布特征，即南起普莫湖向北经羊八井，伦布拉盆地地带应属大陆裂谷带的热场响应.
4.4 岩石圈底部地幔对流应力场分布特征青藏高原与周边地域应力场的发散与收敛具有十分明显的特征，它表征着地球内部壳、幔物质与能量的强烈交换(滕吉文, 2001, 2003a, 2003b, 2005).
(1) 构造活动地带.深部物质与能量交换导致了在这一带域的地震活动和矿产资源的聚集.尽管青藏高原的成矿以东西向分带，而亚东—东巧—葫芦湖构造带切穿冈底斯岩浆岩成矿带，如雅鲁藏布江—蛇绿岩成矿带和羌塘成矿带.沿亚东—东巧—葫芦湖裂陷构造带亦为金属矿产资源分布带，由南北向分布着金、银、铜、铅、锌等一系列金属矿床，特别是在拉萨—东巧—葫芦湖地带不仅地震频频发生，而且金属矿产资源更为集中.这便表明，它们同受到深部物质处在重新分异、调整中，且尚在进行着物质与能量的交换和运移的过程中.
(2) 应力场特征.在青藏高原中部90°E地带恰为地幔对流应力场的发散中心，亦可视为在NS挤压力系作用下，高原腹地在EW向拉张力系作用下的拉张脊部，亦即中央造山带的脊顶(图 16).在90°±2°E地带内，应力矢量分别为向北的近NE-SN向和向南的近SE-SN，即表征着以90°±2°E为轴部的拉张和壳、幔物质与能量的交换，显示出了裂谷构造带的深层动力过程.
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图 16 青藏高原及邻区地幔对流应力场(最大量级为10 MPa)(熊熊和滕吉文, 2002) Fig. 16 The mantle convection-generated stress field at the lithospheric base beneath the Tibetan Plateau and adjacent areas (the maximum order of the stress is 10 MPa) |
本文基于“亚东—东巧—葫芦湖”地带的壳、幔结构和地球物理边界场响应，对其形成的深层动力过程和属性进行了多元要素约束的分析和讨论，并取得了一下几点认识和讨论.
5.1 为什么要从多元要素集成出发来论证“亚东—东巧—葫芦湖”裂谷带的属性呢？当今地球科学界有人有时仅以点滴现象论定构造属性，其中对“裂谷”一词用之混乱，似乎拉张断裂均为“裂谷”.这是不够恰当的.
从大陆裂谷的基本定义(Olsen, 1995)出发，必须充分考虑到这一地域的壳、幔介质特异结构，地震活动特征与强烈地震的发生，水热活动和大地热流值异常分布及构造运动，地球物理边界场响应和岩石圈底部地幔对流场等诸多相关要素的制约，即必须满足于裂谷构造的基本属性和空间结构展布的格局.为此，基于与裂谷构造密切相关的多元要素出发来论证该裂谷带存在的边界条件.因为只有这样才能厘定其是否为裂谷构造带，而单一或局域的现象不能充分证明裂谷的存在及属性.
5.2 对“亚东—东巧—葫芦湖”裂谷的理解青藏高原在两陆-陆板块强烈碰撞、挤压与东西向拉张力系作用下，导致了高原腹地NS向一系列裂陷构造的形成，通过对“亚东—东巧—葫芦湖”南北向大型裂陷构造带的壳、幔结构和地球物理异常场的研究得出：
(1) 提出了对该构造带属性的认识并分析了其成因，给出了这一地带NS向挤压，EW向拉张力系作用与裂陷构造带形成的深层过程与论据.同时深化分析、研究了由其深层动力过程而导致的诸多构造活动事件与异常地球物理边界场响应.
(2)“亚东—东巧—葫芦湖”裂陷构造带具有特异的壳、幔结构及空间展布，为由强烈的引张力系作用造成的.这里不仅地震活动与强震频频发生，且具有特异的水热活动和高与特高的大地热流值展布及特异的应力场格局.高原腹地岩石圈底部地幔对流应力场发散、且为正断层所辖等表明，该构造带具备了大陆内部裂谷构造带的必要和充分条件.它应为一条典型的现代活动的大陆裂谷带.
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