1 前言

青藏高原的隆升一直以来是研究热点。东昆仑地区位于青藏高原北部，地处羌塘地块向柴达木盆地过渡带，其构造演化对青藏高原的隆升机制具有重要的科学意义。对东昆仑地区新生代的研究目前已经取得丰富的成果和认识: 王国灿等^{[1, 2]}对东昆仑东段地区第四纪成山作用的研究，认为山系突出于高原面的成山作用主要受控于近南北向的伸展作用，这一伸展作用与青藏高原整体隆升后边缘的重力失稳垮塌及均衡作用有关，并表现为随着时间推移成山作用由北向南的迁移过程。崔之久等^{[3, 4, 5]}对昆仑山垭口地区的构造、 地貌、 沉积相、 地层、 生物组合及其环境变化特征的研究提出了在1.1-0.7Ma B.P.青藏高原发生强烈的构造隆升事件，即“昆仑-黄河运动”。使得该区地貌格局发生翻天覆地的变化，高原面由海拔不超过1500m运动抬升到3000m之上，东昆仑山脉的分水岭也从现今南山口一带的“北山”（即现南山口与昆仑河之间的山脉）向南迁移至今的东昆仑主山脊（即现西大滩南侧的昆仑山）。同时认为，此运动事件是中国在早-中更新世之交的构造-气候旋回中气候环境发生剧烈变化的主要驱动因素^{[5, 6]}。宋春晖等^[7]对昆仑垭口盆地晚新生代的沉积剖面进行高精度磁性地层研究和高密度古地磁采样测年，将“昆仑-黄河运动”的年代确立为1.20-0.78Ma B.P.。西大滩盆地发育在“昆仑-黄河运动”事件晚期（0.65-0.60Ma B.P. ），伴随西大滩断裂发育，布尔汗布达山顶部断陷成西大滩谷地，西大滩盆地雏形发育^{[3, 4, 5, 8]}。西大滩断裂的形成控制着西大滩盆地的演化，且其活动性延续至今。

东昆仑地区发育青藏高原重要的一条巨型的以左行走滑为主的活动断裂带^{[9, 10, 11, 12, 13, 14, 15]}，西起库赛湖以西，向东经过纳赤台、 东、 西大滩、 秀沟、 阿拉克湖、 托索湖、 玛沁，至甘肃玛曲以东的若尔盖，总体走向东西向，全长近2000km，即东昆仑活动断裂带，在断裂带发育3个大型走滑拉分盆地，即秀沟盆地、 阿拉克湖盆地和托索湖盆地。研究表明东昆仑左行走断裂带形成于印支期（236Ma B.P.）^[16]，早期表现为韧性走滑，晚期（20Ma B.P.）由韧性走滑向脆性走滑转变^[17]，左行走滑运动直至现今，并常伴随强烈的地震活动，据研究资料，自1902年以来东昆仑活动断裂带7级以上的地震就达4次，野外地质考察被地质学者所确定的自晚更新世以来古地震事件至少发生过12次^{[9, 10]}。2001年11月14日在东昆仑南麓发生的M_S=8.1级大地震，造成长达400多公里的地表破裂，是近半个世纪以来我国大陆发生震级最大的地震事件，因此得到了广泛的关注，断裂活动性质被认为以左行走滑运动为主^{[15, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26]}。此外，中、 美、 德、 加等国合作的地震深部探测剖面（INDEPTH-IV）项目，对东昆仑地区地壳-地幔物理特性的研究也取得了丰富的成果^{[27, 28, 29, 30]}。

西大滩断裂是东昆仑活动断裂带的一部分^{[9, 10, 21, 31, 32, 33]}。西大滩盆地受控于西大滩断裂，然而对西大滩小型盆地而言，是否与阿拉克湖盆地等同，为走滑拉分盆地呢？或者是一个地堑或半地堑的性质呢？迄今，对西大滩盆地的研究，未能系统的划分出盆地内部活动断层的分布、 性质等，且盆地内部及其边缘晚新生代的这些变形特征是挤压环境还是伸张活动的结果呢？正是缺少盆地构造地貌几何学、 运动学的分析，致使盆地构造样式的确立不能得到很好的制约。本文通过2条横穿西大滩盆地的构造地质剖面及盆地南侧的1条构造地质剖面，探讨了西大滩盆地构造地貌的运动学、 几何学等特征，阐述盆地构造样式，进而探讨东昆仑地区构造地貌的动力学机制。

东昆仑山脉位于青藏高原可可西里-巴颜喀拉块体以北，处于秦祁连昆块体南部。其南部青藏高原海拔高达4500-5000m，北侧为海拔仅2500-2800m的柴达木盆地。东昆仑山脉位于青藏高原北缘，构成以北的柴达木盆地和以南的青藏高原高原面的地理屏障。地貌上差异显著，西大滩是东昆仑山脉的一部分，以西大滩为界，将东昆仑山脉分为南北两部分，北部为山峰海拔多在5000m左右的布尔汗布达山； 南部为山峰海拔均在5000m以上的东昆仑山主脊，为长江源头水系和格尔木河内陆水系的分水线，其主峰为海拔6178m的玉珠峰，终年冰雪覆盖，形成东昆仑山主要的现代冰川。西大滩谷地海拔多在4000-4100m，与东大滩形成狭长带状的高原盆地横在东昆仑山脉南北部山脊中间，线性地貌十分明显。宏伟的高山和纵长的谷地紧凑相接，横向谷地切穿山体与纵向盆谷相连，盆山地貌特征独特（图1）。

图1(Fig.1)

图1 西大滩盆地及其邻区数字高程（DEM）影像（数据来源美国地质调查局） Fig.1 Digital Elevation Model（DEM）image of the Xidatan basin and its adjacent areas（data from USGS）

东昆仑地区构造活动复杂强烈，表现为具有复杂演化历史的长期性活动的区域性断裂构造，且近东西向的断裂构造控制着该区的基本地貌格局^{[8, 34]}。主要的断裂构造从北向南依次为红石沟断裂、 昆中断裂、 昆仑河-野牛沟断裂、 西大滩断裂（F₂）和东昆仑左行走滑活动断裂（F₁）^[35]（图2）。其中，西大滩断裂（F₂）和东昆仑左行走滑活动断裂（F₁）都是东昆仑活动断裂带的一部分，晚新生代以来表现出明显的活动性，地震活动频繁。发育在西大滩、 东大滩谷地的大量地震鼓包是古地震事件的遗迹，形成于全新世早期^{[31, 32, 33]}，这些古地震是西大滩断裂晚新生代以来活动的直接证据。西大滩盆地处于构造复杂，至今活动频繁的区域。

图2(Fig.2)

图2 东昆仑地区地质略图 据潘桂棠和王立全（2012）[35]修改 Fig.2 Simplified geological map of the eastern Kunlun region，modified after Pan and Wang（2012）[35]

东昆仑山左行走滑活动断裂（F₁）和西大滩左行走滑断裂（F₂）的活动性已被证实。2001年11月14日由东昆仑活动断裂左旋走滑运动产生的M_S=8.1级地震地表破裂带主要沿东昆仑南麓分布，西起布喀达坂峰，向东经红水河口，库赛湖北侧、 昆仑山口北侧至玉珠峰东南侧，地表破裂带主要由一系列走向为SEE-NWW的张剪切裂缝右阶雁行式组成，同时存在一系列不连续的地震鼓包、 塌陷交替排列等，均表现出左行走滑的运动学特征^[21]。此次强烈地震事件正是东昆仑活动断裂的直接表现。通过对西大滩盆地详细的野外调查，以及横穿西大滩盆地的构造地质剖面（A-B、 C-D及E-F剖面）分析，发现西大滩盆地两侧存在数条活动的脆性正断层，由于F₃、F₆断裂位于西大滩盆地南北缘两侧边界，故本文将F₃、 F₆断层分别称为西大滩盆地南缘边界断裂和西大滩盆地北缘边界断裂，如图3，其位置见图1。以下对3条构造剖面加以描述。

图3(Fig.3)

图3 西大滩盆地DEM图（数字高程，数据来源美国地质调查局） Fig.3 Digital Elevation Model（DEM）image of the Xidatan basin（data from USGS）

该剖面位于西大滩盆地西部，近南北向，剖面南起于昆仑山垭口盆地，向北横穿东昆仑南部山脉和西大滩盆地至盆地北侧，剖面位置如图3的A-B剖面线，剖面图如图4a。剖面在西大滩南侧出露地层有下更新统的昆仑山垭口湖相地层（Q₁l）、 冲积物（Q₁al）和冰水沉积物（Q₁fgl），中更新统冰碛物（Q₂gl），下三叠统巴颜喀拉山群（T₁by），西大滩盆地内全新统的沉积物（Q₄）和西大滩盆地北部的燕山期花岗岩。该剖面中东昆仑活动断裂（F₁）出露在昆仑山口北，2001发生的M_S8.1级地震强烈，破坏严重，该处青藏公路受到破坏。剖面断层F₅处南西可见厚度约21m的蚀变的灰绿色花岗岩，该套花岗岩南西为下三叠统巴颜喀拉山群（T₁by）的灰红色变质砂岩。F₅处蚀变的灰绿色花岗岩脉与围岩呈断层接触关系，越往北越破碎，表现为碎裂化，碎裂化岩石未胶结。继续向北，可见碎裂化千枚岩，层理不清，其颜色为浅灰色、 土黄色、 灰绿色，厚度大于80m，再往北，千枚岩千枚理逐渐清晰，向北中等倾斜（20°∠35°），根据碎裂化特征，判断该处发育较大规模的脆性正断层（F₅），根据花岗斑岩内部发育的向北倾斜的次级破裂，判断断层产状为24°∠43°（图5a）。剖面F₄处南西为灰色成层性较好的千枚岩夹石英脉，北东为灰白色、 浅灰绿色千枚岩，层理不清，为破碎带，破碎带厚约有15m，判断发育F₄断层。F₃处为盆地的南缘边界，地貌上表现为阶坎，推测发育一条向北倾斜的盆地边界断裂正断层。

图4(Fig.4)

图4 西大滩盆地A-B（a）和C-D（b）构造剖面图 Fig.4 The A-B （a） and C-D （b） structural cross-sections of the Xidatan basin

图5(Fig.5)

图5 A-B构造地质剖面中野外照片 a）F5破裂带内碎裂化的蚀变花岗岩及发育的次级破裂；（b）F6断层破碎带；（c，d）F7和F8脆性正断层示意图；（e）发育在F8脆性正断层处的擦痕线理、 阶步；（f）F8断层处早期左行走滑兼逆冲擦痕线理 Fig.5 Field photos in structural cross-section A-B. （a）The fragmentations of the altered granite and the secondary fractures of F5；（b）Fault fracture zone of F6； （c，d）Schematic sections of the brittle normal faults F7 and F8; （e）Scratch lineation and fault steps of the brittle normal fault F8; （f）The early scratch lineation of left-lateral strike-slip compressoshear fault F8

剖面中F₆处位于西大滩盆地北缘边界，在该剖面中，该处可见花岗岩质糜棱岩和糜棱岩化花岗岩发生破碎，发育一组密集节理（134°∠71°） 和一组不连续断面（182°∠40°），呈现碎裂的特征，断面上发育近水平的擦痕，晚期的正断层将早期的走滑断层破坏，该断层在本文称为西大滩盆地北缘边界断裂（F₆）。根据断面产状和密集节理产状判断该断层向南倾斜（图5b）。F₇处的糜棱岩化花岗岩和花岗质糜棱岩同样遭受破碎化，且南部岩石明显比北部破碎严重，判断发育脆性正断层（F₇）（图5c）。在F₈处，花岗质糜棱岩发生破碎，可见两条倾向相反、 性质不同的断层（图5d）。断层倾向南的为正断层，断层破碎带宽约0.5-1.2m，破碎带中发育强烈碎裂化，断面上擦痕线理与断面产状基本一致（图5e），指示该断层为一条脆性正断层。另一条断层形成于较早的阶段，可见反映左行走滑兼逆冲的擦痕线理（图5f）。

该剖面位于西大滩盆地东部，剖面北东向，南起点位于东昆仑山北坡，向北横穿西大滩盆至原五十九道班北部，剖面位置如图3的C-D剖面线，剖面图见图4b。剖面出露下三叠统下巴颜喀拉山群（T₁by）、 下二叠统（P₁）地层和第四系沉积物，基岩岩性主要为千枚岩、 变质砂岩。剖面南端F₅处地貌上表现为阶坎，岩石碎裂化，且发育泉水，可见泉眼，判断正断层F₅在此通过，断层走向近东西向，向北倾，产状较陡，地貌响应清楚。剖面往北F₁₂处为破裂带，厚约50m，破裂带内千枚岩发生强烈碎裂化，为土黄色，千枚理产状不易观测，发育一条正断层（F₁₂）。上盘岩层褶皱变形强烈，且发生碎裂化未胶结，岩层总体产状向北倾。剖面F₄千枚岩严重破碎，破裂带宽厚约30m，岩层产状凌乱不易观测，总体往北倾向，往北上盘岩层发生弯曲褶皱变形，指示正断层滑脱运动趋势。F₁₁处断层破裂带厚约20m，带内千枚岩和变质砂岩碎裂化强烈，呈松散状。破裂带往北，岩性为千枚岩夹变质砂岩及顺层石英脉，岩石中发育大量顺层滑脱造成的“S” 型不对称小褶皱，图6a和6b中变质砂岩及千枚岩发育不对称小褶皱，也指示晚期的脆性正断层运动方向。可测4组不对称小褶皱枢纽产状124°∠16°、 122°∠20°、 100°∠5°和124°∠4°，指示滑脱运动方向向北。剖面F₃处变质砂岩、 千枚岩及石英脉发生较强烈碎裂化形成破碎带及发育强烈小型褶皱变形，可见形如弹簧的褶皱变形（图6c），其褶皱枢纽及轴面近于水平。岩层产状不易观测，总体向北倾斜。此断层处于西大滩南缘边界，构成西大滩南缘边界断裂（F₃）。继续往北约40m处为现代冲积扇出口旁陡坎，千枚岩风化强烈，露头上部堆积厚1-2m的坡积物和棕土，下部为千枚岩、 变质砂岩及石英脉，发生碎裂化，另外该处可见发育冻融褶皱。该点发育具活动性小型正断层，断层面总体倾向南，向上切割至地表，向下切割碎裂化千枚岩（图6d），推测该小型正断层可能与F₃活动有关。

图6(Fig.6)

图6 C-D构造地质剖面中野外照片 （a，b）发育在千枚岩及变质砂岩内的不对称小褶皱，指示正断层运动方向；（c）发育在变质砂岩中的褶皱变形；（d）小型正断层；（e）F9断层破裂带内碎裂化千枚岩、 变质砂岩；（f）千枚岩发生牵引褶皱，指示左行走滑兼正断 Fig.6 The field photos in structural geology cross-section of C-D. （a，b）Asymmetric folds in phyllite and metamorphic sandstones，revealing normal sense； （c）Folding deformation in metamorphic sandstones； （d）Minor normal fault； （e）Fragmented phyllite and metamorphic sandstones in the fracture zones of F9； （f）Traction folds in phyllite，revealing left-lateral strike-slip and normal sense

该剖面中F₉处为破裂带，宽约2m，破裂带内千枚岩和变质砂岩表现为碎裂化（图6e），地貌上，该点向西出现马鞍状地貌，断层地貌响应清楚，判断发育脆性正断层F₉。F₁₀处发育宽约1.7m的断层破裂带，破碎带内呈现破碎化特征，发育于破碎带内的石英脉也发生碎裂化，断层总体产状为181°∠56°。 断层下盘千枚岩发生牵引褶皱，褶皱枢纽产状为255°∠28°和229°∠51°，指示左行走滑兼正断的运动特征（图6f）。

该剖面位于西大滩盆地南侧玉珠峰北坡现代冰川下方，靠近西大滩盆地南部，位置见图3的E-F剖面线，剖面见图7。剖面出露下三叠统巴颜喀拉山群（T₁by）地层和上更新统（Q₃gl），巴颜喀拉山群（T₁by）主要为千枚岩和变质岩互层状产出，上更新统为一套冰川作用沉积的冰碛物。图7中可见该段剖面发育两条断层F₃和F₄。F₃处发育一破裂带，破裂带内千枚岩发生较强碎裂化，指示脆性活动。断层下盘千枚岩发生顺层滑脱造成的褶皱变形，指示正断层的运动趋势，此外在上盘的千枚岩中也发育形如弹簧的褶皱变形，其褶皱轴面与枢纽均近于水平，在地貌上该处表现为一阶坎，位于盆地南缘边界处，据此判断F₃从此处通过。F₄处上下两盘岩层产状不一致，下盘向北倾，上盘向南倾，该点岩石也发生碎裂化，同时地貌上表现为坡度的突变，断层响应清楚，据此判断F₄脆性正断层从此通过。

图7(Fig.7)

图7 E-F地质构造剖面图 Fig.7 Structural cross-section of E-F

通过2条横穿西大滩盆地的构造地质剖面（A-B剖面和C-D剖面）及1条西大滩盆地南侧构造地质剖面（E-F剖面），发现西大滩盆地两侧存在数条活动的脆性正断层。活动的脆性正断层证据表现为发育一条条破碎带，碎裂岩呈未胶结松散碎裂状，构造特征显示断裂为正断层属性。盆地南侧发育的F₃、 F₄和F₅断层，构造地貌特征显示清晰可见的断层三角面及断层陡坎，一系列分支断裂呈阶梯状，此外，断层地表破裂带处发育泉眼也表明断层的活动性。 正断层在盆地南侧表现为完整的延续性，形成阶梯状的地貌（图8）； 盆地北侧的边界断裂F₆地貌响应较清楚，延续性较好。A-B构造地质剖面中发育的断层F₇、 F₈分别与C-D构造地质剖面中发育的断层F₉、 F₁₀可能为同一条断裂，只是延续性并不完整（图3）。西大滩盆地两侧发育的这些次级正断裂目前还具活动性，均表现为伸展变形特征。因此在西大滩盆地，以西大滩左行走滑活动断裂为主，在盆地两侧发育一系列次级活动的脆性正断层。

图8(Fig.8)

图8 西大滩盆地南坡断层野外照片 Fig.8 Field photo of the southern slope of the Xidatan basin

走滑拉分盆地是在走滑断裂的弯曲部分或雁列式走滑断层的重叠、 错列部位，由走滑运动引起的横向拉张作用所产生的构造凹陷^[36]，走滑断裂的弯曲部位与侧接部位发生构造转换。走滑拉分可以出现在区域性挤压环境中，也可以出现在区域性伸展环境中。Aydin和Nur^[37]认为走滑拉分盆地长度（断裂重叠的大小）与盆地宽度（断裂拉分间隔的大小）具有良好的线性关系，典型的走滑拉分盆地的长宽比值约为3，一般情况下为2-5，最大频率值在3-4之间。

花状构造是走滑断层系统中一种特征性构造，剖面上表现为一条陡立的主断裂和自下而上呈花状撒开的次级断裂组合，根据结构和力学性质可分为正花状构造和负花状构造。正花状构造为一条陡立走滑断层向上分叉散开，以逆断层组成的背冲构造，断层下陡上缓凸面向上，被切断的地层多成背形，是圧扭性走滑断层活动的产物。负花状构造则是由主走滑断层和向上撒开的次级正断层构成的花状组合，内部地层呈现向形，是张扭性走滑断层活动的产物，反映区域上处于伸展环境^{[38, 39, 40]}。

西大滩盆地的东西向长度约为30km，盆地东侧的南北向宽度约4km，西侧的南北向宽度约1km，计算出盆地长宽比值约为7.5-30.0之间，大于7：1，不符合拉分盆地长宽比值特征。控制西大滩盆地的西大滩左行走滑断裂未见明显的弯曲，在几何上表现为近东西向的平直无弯曲、 无侧接的线状延伸，因此西大滩盆地并非为走滑拉分成因类型。

西大滩盆地内以陡立的西大滩左行走滑断裂（F₂）活动为主，盆地两侧发育伸展变形，发生一系列活动的脆性正断层，包括西大滩盆地南缘边界断裂（F₃）和北缘边界（F₆）以及数条次级脆性正断层。这些次级断裂与西大滩走滑断裂组合成负花状构造样式（图9），剖面上次级脆性正断层在主走滑断裂两侧向上撒开，符合负花状构造特征。

图9(Fig.9)

图9 西大滩盆地负花状构造样式模式图 Fig.9 The negative flower shaped structure model of the Xidatan basin

研究表明东昆仑左行走滑断裂经历了多期次的复杂活动历史^{[13, 15, 16]}。断裂形成于印支期^[16]，早期表现为左行韧性走滑兼逆冲运动，韧性剪切变形自220Ma B.P.至20Ma B.P.^{[15, 41]}，20Ma B.P.之后韧性应变向脆性应变转化，晚期脆性走滑^[17]，其左行走滑运动直至现今。据此东昆仑左行走滑断裂的压扭性运动可能持续至中新世早期。也有研究根据东昆仑活动断裂第四纪晚期的走滑速率、 总的走滑位移量，根据时间=位移量/速率公式推算东昆仑活动断裂起始于至少过去7Ma B.P.^[42]或 10±2Ma B.P.^[14]以前。

昆仑山垭口盆地沉积一套较完整的晚新生代地层，记录了晚新生代以来高原北部的构造变形及隆升活动历史^{[7, 43]}。垭口盆地的沉积序列是在以三叠系为主的基岩之上充填较完整的上新世至第四纪中期的沉积地层，从下至上分为昆仑组的砾石层、 羌塘组湖相-扇三角洲沉积及上部的望昆冰碛层。宋春晖等^{[7, 43]}通过对沉积剖面进行高精度磁性地层研究、 高密度古地磁采样和测年工作揭示东昆仑左行走滑断裂约在3.6Ma B.P.走滑拉分，断陷形成昆仑山垭口盆地，据此表明东昆仑左行走滑断裂已表现为强烈的张扭性特征。研究表明昆仑山口盆地处的望昆冰碛层不整合覆盖在惊仙谷组和羌塘组之上^{[44, 45, 46]}，并被认为是西大滩断裂自西30km处左行走滑位移形成的^{[42, 46, 47]}。“昆仑-黄河运动”使得东昆仑地区地貌格局发生翻天覆地的变化，在0.6Ma B.P.，作为东昆仑活动断裂带的一部分，西大滩走滑断层的活动产生相应的断块和断陷谷，致使西大滩谷地形成^{[3, 4]}。

据此，本文认为东昆仑断裂带早期表现为左行走滑兼逆冲的压扭性运动特征，晚期表现为张扭性运动特征。而晚期的张扭性运动可能在7Ma B.P.或 10±2Ma B.P.就已经开始活动了，并且在昆仑山垭口盆地断陷形成时期（3.6Ma B.P.）断裂活动更加强烈，而在0.6Ma B.P. 的“昆仑-黄河运动”时期这种张扭性活动可能达到顶峰，奠定了东昆仑西大滩地区现今的构造地貌格局。

东昆仑山脉处于青藏高原北缘，目前对于青藏高原的隆升、 构造演化、 运动机制没有达成一致的认识，但普遍认为的主导因素仍然与印度板块和欧亚板块的碰撞有关。自碰撞发生以来，印度大陆向北推进使得青藏高原南部向北推进有1500-2000km，而且印度板块至今仍然还在持续的向北楔入使得青藏高原内部物质向东和东南方向运移^{[48, 49]}。李海兵等^{[21, 50]}对2001年东昆仑地震（M_S=8.1）的研究识别了不对称同震地表破坏构造，从而提出了东昆仑活动断裂运动以南侧单块体向东运动为主，认为青藏高原内部物质向东滑移，并且单侧块体运动的结果可形成伸展构造。

Royden等^[51]在研究青藏东缘龙门与四川盆地时就提出软弱的下地壳通道流（lower crustal flow）模式来解释龙门山和四川盆地的盆山耦合作用，之后Clark和Royden^[52]分别从数值模拟、 水系演化及构造地貌的基础上，进一步论证了下地壳通道流存在的可能性，并指出下地壳通道流的运动控制了高原东部边界的地貌特征，认为下地壳通道流在向东运动过程中受到刚性的四川盆地基底的阻挡运动方向发生变化: 在水平方向上发生分流，沿四川盆地的西边界分别向北东和南东方向运动； 而在垂向上在流体前缘向上隆起，形成了坡度比最大的高原边界。Meng等^[53]也用该模式解释了龙门山晚新生代的强烈隆升和山前飞来峰构造的滑覆成因。Searle和Szulc^[54]提出用channel flow模式解释了喜马拉雅山脉的隆升机制。这些研究均表明了一个普遍的规律: 青藏高原周缘的高大山脉靠近高原面一侧，发育有伸展变形，以协调下地壳的斜向挤出。尽管Clark和Royden^[52]已经指出channel flow模式可以解释青藏高原周缘构造地貌演化，但是对于东昆仑山地区是否存在类似的构造组合特征还没有明确指出。如果channel flow模式在东昆仑山地区也起作用的话，那么东昆仑山的南坡地区，也应该存在伸展变形。本研究认为西大滩地区位于东昆仑山南部地区，发育有负花状构造，除了走滑运动之外，还发育有伸展变形，支持下地壳通道流模式也适用于东昆仑山地区。

以单侧块体运动为主的模式解释了上地壳的运动造成地表的破碎及伸展构造，而下地壳通道流模式阐述的是地壳深部物质的运动导致山体的隆升，上地壳表现为伸展变形。因此，对东昆仑山脉的隆升，笔者认为上述两者机制模式均有贡献，而以下地壳通道流机制为主导力量。因此，可以很好的解释西大滩盆地存在的伸展变形。高原内部物质运移过程在东昆仑山地区运动方向发生变化，其中有一部分物质通道流以底辟形式向上隆起造成东昆仑山的隆升，在山体主动隆升过程中隆升的地质体边缘就会发生伸展运动，出现脆性滑脱造成正断层的发育。有研究表明东昆仑-柴达木地体的地壳具有厚的上地壳和薄的下地壳，昆仑地体的下地壳、 上地幔中存在高-低速体，而在柴达木盆地的上地幔中没有热物质的交流，为刚性岩石圈，大致以昆中断裂为界^{[27, 28, 29, 30]}。因此用下地壳通道流模式来解释东昆仑山晚新生代的隆升，与该区的地壳、 地幔的物理特征具有吻合性。东昆仑西大滩地区构造地貌的动力学机制主要可能与晚新生代以来青藏高原的下地壳通道流（channel flow）的活动有关。

西大滩盆地内部发育的西大滩左行走滑断裂作为东昆仑活动断裂带的一部分，晚新生代构造活动强烈，地震活动频繁。晚新生代以来西大滩盆地内部除西大滩左行走滑断裂活动外，盆地两侧发育伸展变形，表现为一系列阶梯状的脆性正断层，这些正断层与西大滩左行走滑断裂在剖面上组合成负花状构造，控制了西大滩盆地的构造地貌演化。盆地的形态、 走滑断裂的平直延伸均表明西大滩盆地的成因不是走滑拉分造成的，反映了东昆仑山南部区域上受控于伸展环境，证明下地壳通道流（channel flow）模式在东昆仑山地区是适用的。

结合前人的研究成果本者认为东昆仑活动断裂带晚期的张扭性活动可能起始于至少7Ma B.P.或 10±2Ma B.P.以前，且在昆仑山垭口盆地断陷形成时期（3.6Ma B.P.）活动更加强烈，在0.6Ma B.P.的“昆仑-黄河运动”时期这种张扭性活动可能达到顶峰，奠定了东昆仑西大滩地区现今的构造地貌格局。

本文的研究地区局限在狭小的西大滩盆地地区，根据局部地区的应力应变分析试图解决青藏高原北缘构造地貌的演化机制是很局限的。根据下地壳通道流模式的推测，东昆仑山脉的南坡在晚新生代以来，理应在更大的范围内出现伸展变形，例如西起太阳湖-布喀达坂峰，向东经红水河河谷、 库塞湖北岸、 玉虚峰南坡、 东昆仑山口，至玉珠峰南坡、 布青山南坡等地区，除了走滑断层之外，均应发育有正断层，所以这些地区是否存在连续的伸展变形，是对下地壳通道流模式在东昆仑山地区是否起作用的良好检验标志，显然需要进一步的研究工作加以判断。

致谢 感谢中国地质科学院地质力学所王世峰研究员、 匿名审稿专家以及编辑对本文提出的宝贵性建议!