断裂快速滑动而产生地震的过程中，断裂上、下盘的岩石会因快速滑动产生剪切摩擦作用，使断裂带上的岩石磨碎，产生各种与地震相关的岩石，如碎裂岩、断层角砾岩、断层泥、假玄武玻璃等。这些岩石作为断裂活动的载体记录和保存了重要信息，是认识断裂带活动、变形行为和演化历史的重要物质。其中假玄武玻璃，也称假熔岩，是地震断层带高速滑移造成滑动面及附近岩石发生熔融并快速冷却形成的产物，被喻为“地震化石”(Cowan, 1999)，其保存了孕震断层带内产生地震活动的物理条件及化学过程的重要信息，如地震滑动瞬间过程中的温度、应力、滑移速度、流体以及所处深度的氧化-还原环境等等，是认识地震破裂机制和孕震环境的重要物质组成(Sibson, 1975; Magloughlin, 1989; Swanson, 1992; 张进江和郑亚东, 1995; 刘建民和董树文, 2001; Di Toro et al., 2009; Rowe et al., 2012)。近几十年来地震断层相关的假玄武玻璃不仅受到地质学者长期的探讨和研究，同时也受到包括岩石力学实验者在内的地震物理学者的广泛重视。假玄武玻璃通常形成于地下大于4km的地壳相对较深的部位(Lin, 2008)，甚至可见于岩石圈地幔深度(Ueda et al., 2008; Ferré et al., 2017)，经常与碎裂岩或糜棱岩伴生。目前与断裂相关的假玄武玻璃已在世界多处不同构造环境中被报道，如碰撞造山带(Austrheim and Boundy, 1994; Lin et al., 2003)、内陆断裂带(Magloughlin, 1992; Wang et al., 2015, 2019)以及板块俯冲带内(Ikesawa et al., 2003; Rowe et al., 2005)，然而这些产生假玄武玻璃的断裂多为走滑断裂或逆冲断裂，目前关于正断层中的假玄武玻璃很少被报道，因而限制和制约着我们对正断层力学性质及地震危险性的深入认识。

本文以羌塘地块中部SN向裂谷带正断层古地震活动的证据——假玄武玻璃和碎裂岩为研究对象，通过野外露头调研，借助光学显微镜、扫描电镜等对其结构构造进行详细描述，同时应用能谱-扫描电镜、粉末X射线衍射和微区原位X射线荧光分析法对其化学元素分布和矿物组成进行测试，认识其结构构造、变形行为、矿物组合与元素分布，探讨其形成机制、断裂带演化及羌塘中部古地震活动历史，对区域地震活动及断裂带演化过程的认识具有重要的意义。

青藏高原周缘及内部发育一系列规模与性质不同的活动断裂，这些断裂控制了青藏高原复杂的构造格局和独特的地貌特征(Molnar and Tapponnier, 1978; Yin, 2000；李海兵等，2021)。鲜水河-玉树-金沙江断裂带以南、班公湖-怒江缝合带以北的青藏高原腹地为羌塘地块，其地貌上总体呈北西高、南东低的趋势，块体内部发育一系列SN向正断层和共轭走滑断裂(图 1)。这些走滑断裂在运动学上与SN向裂谷(地堑)相连，被认为是高原内部最年轻的构造变形(Kapp et al., 2008)，共同吸收并调节了高原中部晚新生世以来的南北向挤压和东西向伸展作用(Taylor et al., 2003; Taylor and Yin, 2009)。

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原中部和南部活动断裂分布图(据李海兵等, 2021修改) Fig. 1 Active faults in central and southern Tibet (modified after Li et al., 2021)

日干配错断裂位于羌塘地块南缘(图 1)，是一条长约340km、走向约NE70°的左行走滑断裂，与北侧的依布茶卡地堑、角木茶卡半地堑以及两条小规模半地堑相连(图 2a)。依布茶卡地堑由走向NE 30°~40°、长约80km的西依布茶卡断裂和长约40km的东依布茶卡断裂控制，地堑(盆地)长约80km、宽5~20km，呈NNE走向。东、西依布茶卡断裂向南与日干配错断裂相连，并切割了基岩与第四纪地质地貌单元。

图 2

Fig. 2

图 2 羌塘中部依布茶卡地堑活动断裂分布(据刘富财等, 2021修改) (a)依布茶卡地堑活动断裂分布地质简图.USGS-美国地质调查局；(b)依布茶卡地堑东侧边界正断层剖面照片，右下为F1擦痕产状统计图 Fig. 2 Active faults of the Yibug Caka graben in central Qiangtang area (modified after Liu et al., 2021) (a) geological map of the Yibug Caka graben. USGS-U.S. Geological Survey; (b) field photo shows normal faults on the eastern boundary of the Yibug Caka graben. Lower right is the statistical chart of the F1 fault striation occurrence

羌塘地块的地震活动强烈，块体东部发生多次M7级以上的地震，西部主要发生M7以下的地震，沿近南北向的裂谷发生多次M7级以下的地震(李海兵等，2021)。2020年7月23日，西藏那曲市尼玛县发生Mw6.3地震, 震源深度10km, 震中位于33.144°N、86.8864°E (USGS)，处于依布茶卡地堑内，其震源机制解显示为正断型地震(Li et al., 202)。沿西依布茶卡和东依布茶卡断裂出露有奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、古近系和第四系等不同时代的地层(图 2a)。依布茶卡地堑东侧断层活动频繁，发育一系列倾向NWW的正断裂。

野外调查发现，在依布茶卡地堑东侧角木日山前古近系与二叠系的接触界线附近出露正断层，该观测点发育3条近平行的正断层(图 2b)，其中F1为主断层，F2、F3为次级断层。断裂带上盘为古近系紫红色砂岩、泥质灰岩，下盘为二叠系灰绿色凝灰质砂岩、泥岩、泥晶灰岩。从南到北，3条断层的产状分别为F1：344°∠41°~60°，从上向下倾角变陡，F2：348°∠51°，F3：8°∠43°。其中F1断层滑动面擦痕明显(图 3a)，擦痕产状测量结果显示其平均倾伏向为321°，倾伏角为42°(刘富财等，2021)。断裂带发育有多种断裂岩，包括假玄武玻璃、超碎裂岩、碎裂岩和断层角砾岩。

图 3

Fig. 3

图 3 依布茶卡地堑东侧边界正断层剖面特征野外照片及采集的岩石标本 (a)F1断层面上的擦痕；(b、c)F1断层面及假玄武玻璃断层脉、注入脉；(d、e)野外沿F1采集的断裂岩标本，滑动面上可见明显擦痕 Fig. 3 Field photos show the features of the normal faults on the eastern boundary of the Yibug Caka graben and samples collected (a) slickenlines on F1 fault slip surface; (b, c) pseudotachylyte fault veins and injection veins in F1 fault; (d, e) samples collected from F1, slickenlines are visible on the slip surface

沿3条次级正断层滑动面附近均可见到深灰-褐色假玄武玻璃，这些假玄武玻璃呈断层脉沿断层面分布或呈注入脉贯入滑动面附近的裂隙中(图 3b, c)，局部也可见到网络状分布的细脉。我们对假玄武玻璃及其围岩进行了详细的样品采集，本文选取其中沿F1断裂分布的两块断裂岩标本SH16(图 3d)和SH18(图 3e)进行了详细的研究，样品采集位置见图 2b。在手标本中我们可以看到在假玄武玻璃断层脉的表面覆有一薄层红褐色铁锈状的物质(图 3d, e)，并且在滑动表面可以清晰地看到擦痕(图 3d)。

我们对SH16和SH18两块标本均沿擦痕方向且垂直于滑动面进行切割磨制构造岩石薄片，并对SH18不同位置取样进行粉末X射线衍射(XRD)分析。对切制的薄片借助光学显微镜(蔡司Axioskop40 Pol)、扫描电子显微镜(SEM型号：FEI Nova NanoSEM 450，工作电压：高压20kV，工作距离：4.9~6.8mm)进行显微结构的分析，结合能谱仪(SEM-EDX，OXFORD X-Max 50mm²)和布鲁克M4 TORNADO对薄片进行微区原位XRF元素丰度面扫描分析。薄片切制、微构造观察以及化学元素分布测试均在自然资源部深地动力学重点实验室完成。粉末XRD分析是在北京北达燕园微构分析测试中心有限公司应用X射线衍射仪(D/max-rA)进行的，测试环境为40kV, 100m，起始角和终止角分别为3°和70°，步宽0.02°，波长为1.5406；检测依据SY/T 5163-2010沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物X射线衍射分析方法。

从切制的岩石构造薄片来看，沿F1断层发育的断裂岩具有明显分层的结构特征(图 4、图 5)。从样品SH16来看，从上到下可划分为5个不同的特征层(图 4a)：层①滑动面最上部为红褐色富铁层，厚度小于1mm，在该样品中呈不连续分布，仅在左侧有部分保留；层②位于样品顶部靠右位置，厚度不均一，薄片中最厚处约3mm，可见暗色岩石碎屑和少量亮色的石英碎屑无定向的散布在浅色硅质基质中，为基质支撑结构；层③见于样品左侧靠近顶部，2~3mm厚，该层特征为破碎的暗色岩石裂隙中充填有浅色基质，呈碎屑支撑结构；层④厚度2~4mm, 较为均质的暗色基质中含少量浅色长英质岩石碎屑；层⑤具有碎裂结构，左侧结构较均一，右侧可见多个粒径较大的石英碎粒。在单偏光显微镜下我们可以看到层②中暗色碎块大小不一，从几十微米到大于一毫米，呈棱角状、无定向的杂乱排列，散布于亮色的基质之中(图 4b, c)，且该层与下部假玄武玻璃薄层④之间界限分明。假玄武玻璃层在单偏光镜下呈棕褐色，厚度约3~4mm，富细粒基质(~80%)，含次圆状的矿物或岩石碎屑(~20%)，碎屑颗粒相对较小，可见少数大于500μm的岩石碎屑，在假玄武玻璃中间分布较多，边缘较少。棕褐色基质中可见4条裂隙，沿裂隙有流体作用形成的暗色浸染边(图 4b)。棕褐色假玄武玻璃层与下部灰黑色碎裂岩层之间也呈现明显的突变边界(图 4b, d)。碎裂岩层具有碎裂结构，岩石已破碎为碎粉、碎粒，大小不一的岩石碎屑无定向排列，被细粒基质包围，基质含量约30%。

图 4

Fig. 4

图 4 断裂岩显微结构特征(样品SH16) (a)岩石薄片照片，整体具有明显分层结构；(b)角砾岩层、假玄武玻璃、碎裂岩层；(c)角砾岩层的细节特征；(d)假玄武玻璃与碎裂岩分界处特征. (b-d)为单偏光显微镜下照片 Fig. 4 Microstructures of the fault rocks (Sample SH16) (a) overview of the thin section SH16, distinct layers are visible; (b) enlarged area show distinct layers of breccia, pseudotachylyte and cataclasite; (c) close-up of the breccia zone; (d) close-up of the boundary between pseudotachylyte and cataclasite. (b-d) are plane-polarized light microphotos

图 5

Fig. 5

图 5 断裂岩显微构造(样品SH18) (a)岩石薄片照片，整体具有明显分层结构；(b)假玄武玻璃与碎裂岩层接触边界特征；(c)照片(b)中细节特征，显示在黄褐色假玄武玻璃层的上部还发育有一层100μm的黑色假玄武玻璃，其顶部覆有一层红褐色的富铁物质；(d、e)超碎裂岩微观结构特征；(f、g)超碎裂岩与碎裂岩边界处特征，左下角灰褐色超碎裂岩碎块中含有早期的断裂岩碎块；(h)碎裂岩中的微观结构特征. (b、c)为反射光下显微照片，(d-h)为单偏光镜下显微照片 Fig. 5 Microstructures of the fault rocks (Sample SH18) (a) overview of the thin section SH18, distinct layers are visible; (b) enlarged area show distinct layers of pseudotachylyte and cataclasite; (c) close-up of the pseudotachylyte zone shows a ~100μm-thick black pseudotachylyte coating with reddish-brown Fe-rich material on the top of the yellow-brown pseudotachylyte; (d, e) microstructures of the cataclasite; (f, g) boundary between ultracataclasite and cataclasite, black clasts are inside the yellow-brown clast; (h) microstructures of the cataclasite. (b, c) are reflected light images, (d-h) are plane-polarized light microphotos

在SH18薄片中也可以看到明显的断裂岩分层结构特征，样品最顶部为薄层深色假玄武玻璃，向下分别为超碎裂岩、碎裂岩和初碎裂岩，且各分层之间具有清晰的界限(图 5)。从局部放大照片中，可以看见在最靠近滑动面的位置有~1mm厚的黄褐色薄层假玄武玻璃，与下部超碎裂岩呈突变的接触关系(图 5b)。更细节的照片显示，在黄褐色薄层假玄武玻璃之上还发育一层~100μm厚的黑色假玄武玻璃，其上覆有一层红褐色的富铁物质层，黑色和黄褐色假玄武玻璃中均显示有不同大小的碎屑散布于细粒基质中(图 5c)。超碎裂岩中次棱角状的碎块大小不一、无定向排列地分布于细粒基质中(图 5b, d, e)，并且在远离滑动面的方向，碎屑粒度由小变大。在超碎裂岩和碎裂岩中，均有黑色和浅黄褐色的岩石碎屑，并在超碎裂岩中可见粒径大小不一的黑色碎屑被包裹在浅黄褐色碎屑之中(图 5f, g)。相较于超碎裂岩，碎裂岩中碎屑粒径更大、含量更高(图 5h)。初碎裂岩基本保留原岩结构特征，亮色脉体发育，局部发育有磨碎的细粒基质，基质含量15%左右。总体来看，从上部黑色、黄褐色假玄武玻璃，到超碎裂岩、碎裂岩、初碎裂岩，其中碎屑颗粒的粒度和不均一性逐渐增大，碎屑磨圆度和基质含量逐渐减小。

我们对SH16的假玄武玻璃层在扫描电镜下进行了详细的结构观测，结果显示在假玄武玻璃中发育有大量的微晶(图 6)，这些微晶比较集中的出现在假玄武玻璃层中的不同位置：(1)在假玄武玻璃最上部与富铁物质接触的地方，可以看到多个长柱状的微晶与石英熔蚀残留碎粒无定向地分布于浅色富铁的基质中(图 6a, b)，浅色基质中可见流体作用的环边结构，石英碎粒多呈次圆状少数具棱角状，且在图 6a右下可见两块较大的石英残粒与周围细小的碎裂聚集呈椭圆状；(2)成束的微晶聚集体密集分布于假玄武玻璃层中富铁的基质中(图 6c)；(3)在假玄武玻璃层的微裂隙中充填有不同的矿物碎粒和新生的长柱状微晶，在微晶和碎粒周边包围有一层细小的毛刺状的富铁微粒(图 6d)。此外，我们在假玄武玻璃层中还观察到有石英碎粒的港湾状熔蚀边(图 6e)和蜂窝状气孔构造(图 6f)。

图 6

Fig. 6

图 6 扫描电镜下假玄武玻璃微观构造特征 (a、b)假玄武玻璃顶部富铁基质中的微晶单体和石英碎粒，图b右上插入为十字标记位置的SEM-EDX分析谱图；(c)微晶集合体；(d)微裂隙中的微晶和填充物特征，具有亮色富铁质边缘；(e)石英的港湾状熔蚀边；(f)蜂窝状气孔构造.除(c)为二次电子图像外，其余均为背散射电子图像 Fig. 6 SEM images showing the microstructures of the pseudotachylyte (a, b) microlites and quartz clasts in the Fe-rich matrix at the top of the pseudotachylyte; (c) microlites; (d) microlites and fillings with bright rims (Fe-rich) in the microcracks; (e) embayment of quartz clast; (f) honeycomb-like vesicular structure. (c) is secondary electron image, others are backscatter electron images

在对SH18手标本沿擦痕且垂直于滑动面方向进行切开后，在剖面上可见断裂岩具有不同的分层特征，从滑动面向下，大致可分为5层(图 7a)，简单描述如下：①主滑动面位置，为标本最上部约2~3mm厚的薄层深色物质，该层取样标编号为SH18-1；②紧邻主滑动面下部的深灰色-褐色层，岩石较致密均一，其中分布有次棱角状-次圆形的更深色的岩石碎屑，靠近上部碎屑较密集且粒度小(< 2~3mm)，下部碎屑颗粒较大且稀疏，偶见直径近1cm的石英碎粒。在该层上部和下部分别取样SH18-2和SH18-3；③该层为暗紫红褐色，其中含较多粒度较大的浅黄色次棱角状岩石碎屑和深灰色次圆形的岩石碎屑，碎屑无定向排列。该层取样SH18-4；④该层为深灰色和红褐色碎屑分布于黄褐色细粒基质之中，孔隙发育，取样SH18-5; ⑤最下部暗紫红色致密层，取样SH18-6。

图 7

Fig. 7

图 7 断裂岩中各构造微层矿物组分分析(样品SH18) (a) XRD分析位置; (b) XRD结果谱图. Qz-石英; Ms-云母; Kln-高岭石; Pl-斜长石; Mic-微斜长石; Ank-铁白云石; Sd-菱铁矿; Py-黄铁矿 Fig. 7 Mineral composition analyses of the tectonic microlayers in the fault rocks (Sample SH18) (a) XRD sampling position; (b) XRD result spectra. Qz-quartz; Ms-muscovite; Kln-kaolinite; Pl-plagioclase; Mic-microcline; ank-ankerite; Sd-siderite; Py-pyrite

XRD谱图分析结果显示(图 7b)，各分层物质的矿物组成基本一致，仅在含量上稍有区别(表 1)。其主要矿物成分为石英(52%~72%)和云母(11%~16%)，其他矿物包括高岭石(4%~6%)、斜长石(2%~3%)、微斜长石(3%~4%)、铁白云石(1%~7%)、黄铁矿(1%~5%)、菱铁矿(2%~16%)。其中SH18-1石英(72%)含量最高、铁白云石(1%)含量最低，SH18-2、SH18-3、SH18-4中菱铁矿含量较高，分别为12%、16%、12%。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 手标本SH18中断裂岩矿物成分 Table 1 Mineral compositions of the fault rocks from Sample SH18 样品号 石英 斜长石 微斜长石 铁白云石 黄铁矿 菱铁矿 云母 高岭石 SH18-1 72% 2% 3% 1% 5% 2% 11% 5% SH18-2 57% 2% 4% 6% 2% 12% 14% 4% SH18-3 53% 2% 4% 3% 1% 16% 16% 5% SH18-4 52% 2% 4% 7% 2% 12% 14% 6% SH18-5 68% 3% 4% 2% 2% 2% 13% 6% SH18-6 65% 3% 4% 4% 3% 2% 13% 6%

表 1 手标本SH18中断裂岩矿物成分 Table 1 Mineral compositions of the fault rocks from Sample SH18

我们选取SH16薄片中包含假玄武玻璃与下部碎裂岩的区域进行了微区原位XRF元素丰度面扫描。从扫描结果来看，碎裂岩与上部假玄武玻璃层化学元素丰度分布具有明显的变化(图 8)。总体而言，假玄武玻璃中Si的丰度相对碎裂岩中要高(图 8a, b)，而Al、K、Fe、Ba、Ti等元素在碎裂岩中丰度相对较高(图 8c-g)，呈弥散状分布，其中Al和K、Ba与Ti之间具有较好的相关性。在顶部滑动面位置和假玄武玻璃层的裂隙中，可以看到Fe具有较明显的富集趋势(图 8e)。

图 8

Fig. 8

图 8 微区XRF面扫描结果显示断裂岩中元素分布图 (a)分析扫描区域的薄片照片，具体位置可见图 4a；(b-g)分别代表Si、Al、K、Fe、Ba、Ti等元素相对强度分布图.彩色标尺代表XRF扫描强度(cps/mA) Fig. 8 Micro XRF scanning results show elemental density maps of the fault rocks (a) analytical area of the thin section; (b-g) elemental intensity maps of Si, Al, K, Fe, Ba and Ti. Color bars represent XRF intensity (cps/mA)

在扫描电镜下，我们应用能谱分析对假玄武玻璃顶部微晶发育的局部区域进行了元素面扫描(图 9a)。扫描结果显示，假玄武玻璃为富Si基质(图 9b)，顶部亮色物质为富Fe基质(图 9c)，中间为以石英为主的碎粒和新生的富Al微晶(图 9d)，K、Na分布均不明显(图 9e, f)。

图 9

Fig. 9

图 9 假玄武玻璃中元素强度分布图 (a)SEM背散射图像显示分析区结构特征；(b-f)分别为Si、Fe、Al、K和Na元素强度分布图 Fig. 9 Elemental intensity maps of the pseudotachylyte (a) SEM image shows the microstructures of the analytical area; (b-f) elemental intensity maps of Si, Fe, Al, K and Na

假玄武玻璃可以形成于大地震、滑坡及陨石撞击等环境下(Ferré et al., 2005)，通常以断层脉、注入脉和网状脉等形式产出，具有多种颜色和习性，如具有暗色隐晶质基质、冷凝边结构和突变的侵入边界等。断层相关的假玄武玻璃通常被认为是地震过程中断层高速摩擦的证据(Sibson, 1975; Lin, 1994; McNulty, 1995; Lin et al., 2003)。其成因机制目前主要有两种: 一种是摩擦熔融机制(McKenzie and Brune, 1972)；另一种是强烈的碾磨作用(Wenk, 1978)。熔融成因的假玄武玻璃通常可见一些气孔杏仁构造、熔融流动构造、硫化气泡以及具有港湾状熔蚀边的碎屑颗粒等特殊的结构构造(Maddock et al., 1987; Lin, 1994; Camacho et al., 1995)；而碾磨成因的假玄武玻璃中是没有上述这些特征的，虽然摩擦实验证实非晶质物质也可以在碾磨作用下产生(Di Toro and Pennacchioni, 2004; Hirono et al., 2014)。

从野外宏观产状来看，东依布茶卡断裂中的假玄武玻璃有其特征习性，如具有断层脉、注入脉和网状脉等产状，并且与下部超碎裂岩之间具有突变的边界；显微镜和扫描电镜下微构造显示，其具有明显分层结构(图 4、图 5)，且可见微晶、港湾状熔蚀边、蜂窝状气孔构造(图 6)等熔融成因的特征。从XRD谱图来看，东依布茶卡断裂中的假玄武玻璃(SH18-1)，其矿物峰值与超碎裂岩、碎裂岩峰值类似，在2θ低角度20°~40°区域没有出现明显的玻璃质的宽峰带(图 7b)，但其曲线较其他而言波峰会稍少一些。假玄武玻璃中这些峰值可能代表了其蚀变或者脱玻化的产物。因为假玄武玻璃中的玻璃质成分在地质环境中很容易发生蚀变或重结晶。最近的实验模拟研究表明，假玄武玻璃中的微观结构在热液存在的条件下，只能保存几天到几个月的时间(Fondriest et al., 2020)。因此，综合来看，我们认为东依布茶卡断裂中的假玄武玻璃为断层滑动摩擦熔融形成的，并且在长期的地质历史中已发生了蚀变，同时表明该区域正断层具有中、大地震成核的条件。

从XRF扫描结果来看，假玄武玻璃层中Si的含量高于下部碎裂岩中的含量，这可能是因为其他矿物熔点低(云母650℃)，石英矿物熔点高(1730℃, Spray, 2010)，在高温熔融过程中石英得以残留下来，其他矿物则形成玻璃质基质，后期因玻璃质基质蚀变及富Si流体作用，形成石英和云母、高岭石等层状硅酸盐矿物。因为其上覆盖的褐红色薄层铁锈层为后期暴露浅表氧化而形成。

目前国际上关于假玄武玻璃的报导很多，如在中国新疆富蕴断裂(Lin, 1994)、四川龙门山断裂带(Wang et al., 2015, 2019)，在美国加州南部Santa Rosa糜棱岩剪切带(Ferré et al., 2005)、意大利阿达梅洛Gole Larghe断裂带(Di Toro et al., 2005)、新西兰Alpine断裂带(Warr and Van der Pluijm, 2005)等等，而这些断裂带多为逆冲或走滑性质的断裂带，而正断层中发育假玄武玻璃目前还鲜有报导。断层滑动遵循库伦莫尔准则，τ=C+μ·(σ_n-P_f)，其中τ、σ_n、P_f、μ、C分别代表剪应力、正应力、断裂带孔隙流体压力、摩擦系数和内聚力。在断层滑动产生摩擦熔融形成假玄武玻璃的过程中，除滑动速率外，有效正应力(σ_n-P_f)起到最主要的作用。走滑或逆冲断裂滑动过程的有效正应力包含有构造应力施加的分量，而正断层的有效正应力主要来自于上覆岩层的静岩压力的法向应力(σ_n=σ_v·cosδ)减去断裂带孔隙流体压力(P_f)(图 10a)，同时考虑深部断裂面产状较陡，这也就是说同等条件下正断层中产生假玄武玻璃的深度要比逆冲或走滑断层的深度更深(图 10b)。从不同岩性岩石的摩擦实验来看，在有效正应力15.5~20MPa、地震滑动速率(~1ms^-1)下可形成假玄武玻璃，摩擦系数0.2~0.4(Di Toro et al., 2011)。如果考虑羌塘地块岩石圈上地壳平均密度(2825~2839kg·m^-3，据迟效国等，2006)和断裂带孔隙流体压力(P_f)，并根据东依布茶卡断裂在地表最大倾角~60°，其深部的断裂面倾角至少~60°，推算在地下~10km深度可以形成相似应力环境，也就是说该断层假玄武玻璃产生的深度可能为地下~10km。

图 10

Fig. 10

图 10 正断层有效正应力计算及岩石圈强度示意图 (a)正断层有效正应力计算示意图；(b)岩石圈强度的简单模型(据Scholz, 2019).σn-正应力，τ-剪应力，μ-摩擦系数，Pf-断裂带孔隙流体压力，σv-垂向应力，σ1-最大主压应力，ρ-密度，g-重力，z-长度 Fig. 10 Simple diagrams show effective normal stress in normal fault and strength of the lithosphere (a) schematic diagram of effective normal stress in normal fault; (b) a simple model of the strength of the lithosphere (after Scholz, 2019). σn-normal stress, τ-shear stress, μ-frictional coefficient, Pf-pore-fluid pressure, σv-vertical stress, σ1-the maximum principal stress, ρ-density, g-gravity, z-length

从SH16假玄武玻璃上部角砾层，我们可以看到，其中的角砾与下部假玄武玻璃成分类似，而中间充填的亮色基质成分主要为SiO₂(图 4、图 8)。背散射图像显示角砾层中亮色基质为非常细小的石英微粒(图 11a, b)，而假玄武玻璃中的石英则呈熔结黏连成片的结构(图 11c, d)，我们认为角砾间的石英微粒基质为后期流体作用沉淀生成的，而假玄武玻璃层中的石英颗粒被熔结黏连则可能为高温熔融作用下形成的结构。假玄武玻璃呈角砾状碎块出现于角砾岩层中(图 4、图 5)，说明假玄武玻璃的形成早于角砾岩层的形成，也就是说假玄武玻璃的形成深度不会浅于上部角砾岩的形成深度，这是至少两次地震事件的产物。

图 11

Fig. 11

图 11 假玄武玻璃基质与上部角砾岩中胶结物的构造特征 (a、b)角砾岩中胶结物微构造特征，显示微纳尺度石英小颗粒；(c、d)假玄武玻璃层中基质特征，显示熔结黏连的结构特征. (a、c)为背散射电子图像，(b、d)为二次电子图像 Fig. 11 Microstructures of the cement of the breccias and matrix of pseudotachylyte (a, b) characteristics of the cements of breccias, showing micro to nano quartz grains; (c, d) characteristics of the matrix of pseudotachylytes, showing fusion-adhesion features. (a, c) are backscatter electron images; (b, d) are secondary electron image

地震断裂相关的变形机制通常形成在低温、低围压、应变速率很快的状态，在地壳浅部(15km以上)的断层剪切作用即以脆性变形为主。一般破坏性大地震的发震带多位于上、中部地壳内(约15km深度内)(Sibson, 1986; Scholz, 1988)。依据Swanson(1992)提出的断裂带岩石分布模型来看，碎裂岩通常形成于100~300℃的温度范围内，6~15km的深度，位于脆韧性转换带之上。东依布茶卡断裂中的假玄武玻璃形成于脆性变形的碎裂岩中，之后的构造运动使得假玄武玻璃部分破碎形成角砾状碎块，被后期的富Si流体胶结形成角砾岩(图 4)，并且在碎裂岩中可见大量早期假玄武玻璃的碎块(图 5)，这些证据表明沿该断裂发生过多次古地震。

青藏高原中部羌塘地块具有EW向伸展作用，其中发育有拉张环境下具弥散变形的SN向裂谷系正断层(李海兵等，2021)。如按照这些正断层的初始活动时限为13.5Ma(Blisniuk et al., 2001)，假玄武玻璃的形成深度为10km计算，这些断裂岩从地下深部折返的速率约为0.74mm/yr。长期正断作用的地震活动，使得形成于地下深部的断裂岩在拉张环境中折返出露于浅表，并且在羌塘地块内部的弥散型变形以地震形式所表现。考虑到断裂倾角~60°，其所反映单个地堑的伸展速率约为0.43mm/yr。本研究成果对认识活动正断层的力学、地震潜力及区域地震危险性评估具有重要的指导意义。

假玄武玻璃作为古地震化石其结构组分保留了断裂活动的重要信息。本文以羌塘中部依布茶卡地堑正断层中发育的假玄武玻璃和碎裂岩为研究对象，通过偏光显微镜、扫描电镜，XRD以及微区原位XRF分析等多种手段，对其显微构造、矿物成分和元素分布进行分析研究，获得以下几点认识：

(1) 首次在羌塘地块内部依布茶卡地堑东边界断裂带中发现假玄武玻璃。东依布茶卡断裂带中发育的假玄武玻璃呈断层脉、注入脉和网状脉的形式产出，脉体厚度从几毫米到一厘米不等。这些出露于地表的假玄武玻璃经过长期地质演化，已发生了蚀变，但从局部保留的微晶、石英港湾状熔蚀边、蜂窝状气孔构造等，我们可以判断这些假玄武玻璃是地震断层快速滑动摩擦熔融的产物。

(2) 正断层中假玄武玻璃产生于断裂带内较深的位置，本研究中的断裂岩具有多期地震活动的记录，如假玄武玻璃作为碎屑出现在碎裂岩和角砾岩中，后期的碎裂岩中包含早期形成的碎裂岩的角砾等，表明在该断裂带内大地震事件是多次重复发生的。

(3) 羌塘地块内部的地堑形成和活动以地震形式表现，是弥散型变形的特征。东依布茶卡断裂带深部断裂岩折返速率约为0.74mm/yr，考虑到断裂倾角~60°，所反映单个地堑的伸展速率约为0.43mm/yr。

致谢      感谢中国地质大学(北京)刘俊来教授和北京大学张波副教授以及本刊编辑对本文提出的宝贵修改意见，使得本文更加完善。中国地质科学院地质研究所郑勇和卢海建副研究员、地质力学研究所叶小舟在野外勘察及样品采集中提供了许多帮助；地质研究所司家亮副研究员帮助开展微区原位XRF分析；魏金川和施彬博士分别在薄片制备和扫描电镜观测分析中提供了许多帮助；在此一并表示衷心感谢！