甘孜-玉树断裂带晚第四纪走滑速率与滑动分解作用1

吕丽星 李传友 魏占玉 董金元 谭锡斌 石 峰 苏 鹏



甘孜-玉树断裂带晚第四纪走滑速率与滑动分解作用1

吕丽星 李传友 魏占玉 董金元 谭锡斌 石 峰 苏 鹏

（中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029）

滑动速率是研究断裂运动学特征、地震活动性和区域应变分配的重要参数和依据。前人关于甘孜-玉树断裂带滑动速率的研究结果存在较大差异，因此，其晚第四纪滑动速率有待进一步调查研究。本文基于卫星影像解译和野外实地考察，对甘孜-玉树断裂带西段（玉树断裂）上典型断错地貌点进行测量分析，得到玉树断裂晚第四纪走滑速率为6.6±0.1—7.4±1.2mm/a。通过与前人对甘孜-玉树断裂带东段（甘孜断裂）滑动速率的研究结果进行对比，发现甘孜-玉树断裂带东、西段滑动速率不一致，其原因是甘孜断裂的左旋滑移在向西传递的过程中，一部分应变被分配到了巴塘盆地南缘断裂上。巴塘盆地南缘断裂的存在很好地解释了玉树断裂的走滑速率比甘孜断裂偏低的原因。但是，从区域变形来看，巴塘盆地南缘断裂分配的滑动速率恰好说明了甘孜-玉树断裂带东、西段及鲜水河断裂带的水平构造变形是协调一致的。

甘孜-玉树断裂 鲜水河断裂 走滑速率 滑动分解

引言

在印度板块与亚洲板块的持续汇聚作用下，青藏高原内部形成或重新活化了几条大型走滑断裂带（许志琴等，2011），位于青藏高原东南缘的大型弧形走滑断裂带——鲜水河-小江断裂带就是其中一条。该断裂带全长达1600km，主干断裂包括南段小江断裂带、中段西支则木河-安宁河断裂带、中段东支大凉山断裂带、北段鲜水河断裂带以及北西段甘孜-玉树断裂带、当江断裂带（何宏林等，2008；吴中海等，2015；Shi等，2016）。已有的研究表明，NNW—NW走向的鲜水河断裂带是中国大陆内部活动最强烈的断裂带之一，左旋走滑速率达9—11mm/a（张培震，2008；熊探宇等，2010；王阎昭等，2011）。其左旋走滑运动在中段被分解到安宁河-则木河断裂带和大凉山断裂带之上，之后向南传递集中到小江断裂带上，整个断裂带北段至南段的滑动速率基本保持一致（何宏林等，2006，2007）。那么，集中于鲜水河断裂带上的10mm/a左右的左旋走滑变形在北西段甘孜-玉树断裂带上是如何传递与分配的？甘孜-玉树断裂的滑动速率是保持一致还是存在空间分布变化？如果有变化，是什么原因造成的？对这些问题的回答，不仅有助于我们认识甘孜-玉树断裂带和鲜水河断裂带的区域变形特征，还能帮助我们理解整个鲜水河-小江断裂带在青藏高原东缘地壳构造变形中扮演的角色（李仕虎等，2012），同时也为甘孜-玉树断裂带所在地区的强震危险性分析提供参考依据。

滑动速率是研究断裂运动学特征、地震活动性和区域应变分配的主要参数和依据（邓起东，2008；王辉等，2010）。对于甘孜-玉树断裂带晚第四纪的走滑速率，一些学者之前主要针对甘孜断裂做过一些工作（李闽峰等，1995；周荣军等，1996；闻学泽等，2003；徐锡伟等，2003a；彭华等，2006；Shi等，2016）。2010年玉树地震之后，滑动速率研究开始涉及到玉树断裂（Lin等，2011；吴中海等，2014；孙鑫喆，2016）。但是，不同学者之间获得的滑动速率值差异较大，西段玉树断裂上晚第四纪滑动速率就存在两组结果：2—5mm/a（Lin等，2011；吴中海等，2014）和9.7—12.7mm/a（孙鑫喆，2016）；东段甘孜断裂的晚第四纪滑动速率，不同学者的结果更是从5.5±0.5—14±3mm/a不等（李闽峰等，1995；周荣军等，1996；彭华等，2006；闻学泽等；2003；徐锡伟等，2003a；Shi等，2016）。此外，从断裂的滑动速率沿走向的变化来看，一部分结果显示断裂的滑动速率整体上是向东南方向减小的（李闽峰等，1995；周荣军等，1996）；另外一部分估值则显示西段玉树断裂滑动速率低（Lin等，2011；吴中海等，2014），东段甘孜断裂滑动速率高的分布特征（闻学泽等，2003；Shi等，2016）。总的来说，前人的研究结果存在较大的差异。导致差异的原因主要有：①部分学者的滑动速率值是在没有得到确切的断错地貌年龄的情况下根据大致的地貌体时代或者断裂大概的起始活动时间估计获得的（彭华等，2006；吴中海等，2014）；②在利用河流阶地进行滑动速率计算时，学术界目前对哪一级阶地的年龄更接近位错开始时间尚存争议（闻学泽等，2003；徐锡伟等，2003a；Zhang等，2007；Cowgill，2007；孙鑫喆，2016）；③Lin等（2011）将2010年玉树地震作为一次特征地震事件与之前的事件等同起来讨论玉树断裂上的地震复发间隔、同震位移量，并以此计算玉树断裂的滑动速率的可行性值得商榷；④与现今常用的第四纪测年手段光释光（OSL）测年、14C测年相比，前人（李闽峰等，1995；周荣军等，1996）采用的热释光（TL）、电子自旋共振（ESR）等测年技术误差比较大。因此，甘孜-玉树断裂带的晚第四纪滑动速率，尤其是西段玉树断裂的滑动速率仍待进一步的调查和研究。在Google Earth卫星影像解译、前人资料整理、分析以及野外实地考察基础上，本文得到了甘孜-玉树断裂带西段玉树断裂、东段甘孜断裂的晚第四纪地质滑动速率，并对东、西段滑动速率有差异的原因进行了初步探讨。

1 区域构造背景

甘孜-玉树断裂带是著名的鲜水河断裂带北西向延伸的一支羽列式孪生断裂带，与鲜水河断裂带在甘孜县城附近呈左阶斜列（闻学泽等，1985；董彦芳等，2012），二者共同构成了川滇活动块体的北边界（闻学泽等，2003；徐锡伟等，2003a），同时也是巴颜喀拉块体和羌塘块体分界断裂的重要组成部分（邓起东等，2010；李安等，2013）。由于巴颜喀拉块体和羌塘-川滇块体之间的差异运动，甘孜-玉树断裂带和鲜水河断裂带晚第四纪以来都以强烈的左旋走滑运动为主（邓起东等，2010），并且这种差异运动直接控制了断裂带上强震的孕育与发生（张培震等，2003，2013；陈立春等，2010）。其中，鲜水河断裂带1327年以来发生过9次7级及其以上地震和一次6.9级地震（Allen等，1991；李晓帆等，2015）。甘孜-玉树断裂带发生过至少4次近现代地震，包括1320年马尼干戈8.0级、1854年甘孜7.1级、1896年洛须7.5级等3次历史地震（周荣军等，1997）以及2010年玉树7.1级地震。

甘孜-玉树断裂带东南起自四川甘孜县城南，沿北西走向进入青海玉树，经过玉树结隆盆地（隆宝湖盆地）以后，为北西西走向的当江断裂带所斜截（彭华等，2006），全长400多千米（图1）。断裂沿线发育一系列第四纪沉积盆地，盆地的形成与该断裂的左旋走滑运动有关，主要的拉分盆地有甘孜盆地、邓柯盆地和结隆盆地，断陷盆地有马尼干戈盆地、竹庆盆地和巴塘盆地（彭华等，2006；Wang等，2008）。这些盆地中规模最大的是巴塘盆地，长约75km，宽约5—6km。该盆地是由玉树断裂与巴塘盆地南缘断裂两条同为左旋走滑性质的断裂相交、拉伸形成的（董彦芳等，2012）。巴塘盆地南缘断裂位于玉树市以南（图1、2），是甘孜-玉树断裂带在玉树断裂段的一条重要的分支断裂，二者之间呈30°夹角，在卫星影像上线性特征显著，是一条晚第四纪活动断裂（吴中海等，2014；Huang等，2015a，2015b）。

KF：喀喇昆仑断裂带；ATF：阿尔金断裂带；HF：海原断裂带；KLF：东昆仑断裂； LMS：龙门山断裂带；XXF：鲜水河-小江断裂带；RRF：红河断裂带；SF：三盖-民衮断裂带；

2 滑动速率计算方法

2.1 阶地位错模型讨论

确定走滑断裂的滑动速率需要两个变量，即位错距离和位错的起始累积时间。阶地陡坎的线性特征良好，错距容易确定，并且高、低阶地面的沉积或废弃年龄相对容易测定，因此最常被用来确定位错距离的地貌标志（张培震等，2008）。但是，学术界目前对到底是高阶地还是低阶地年龄更接近累积位移的起始年龄还存在不同认识。所以，当高、低阶地年龄相差较大时，根据地形地貌选取合适的模型变得尤为重要。Cowgill（2007）提出，如果阶地陡坎位错大于河道的宽度或者河道的位错量时，用高阶地模型（即用高阶地年龄作为位错起始时间）计算的滑动速率更接近断裂真实的滑动速率。这是因为，低阶地模型（即用低阶地年龄作为位错起始时间）认为河流的持续侧向侵蚀使得阶地陡坎位移在河流切入低阶地之前是不会保存下来的。依据这一假设，只有低阶地被废弃后，低阶地之上的阶地陡坎才开始累积位错；同时河道也会发生相同位错量，或者由于侧蚀作用河道不显示位错而宽度增加。那么，按照低阶地模型理论，河道宽度应该大于或等于低阶地之上阶地陡坎的位错。反之，则说明陡坎没有完全被侵蚀掉，即，在高阶地被废弃后就已经开始了位移的累积，那么高阶地面的年龄更接近位错开始累积的时间。Zhang等（2007）从另外一个角度出发，认为虽然河流的侧蚀作用会对漫滩之上的陡坎进行冲刷，但主要作用于被错入河道的一侧；而被错离河道的一侧，由于断裂附近的地质和地貌体对于断错的阶地陡坎构成保护使其免受侵蚀，高阶地的废弃年代就相当于位移累积的起始年龄。这种情况下，利用高阶地面年龄计算的滑动速率可靠性更高。相比于高阶地模型，低阶地模型更适用于河流侵蚀较大，河道较直，水流较大的情况（李陈侠，2009）。

红线代表断层线，黑线代表阶地陡坎，蓝线表示冲沟，绿色虚线与红线的交点是断层陡坎在断层迹线上的交点

2.2 位错取值方法和年代样品测试方法

利用河流阶地断错地貌确定走滑位移的基本方法是：首先确定断裂通过的位置，然后确定断裂两侧对应的阶地陡坎在断层迹线上的交点。一般来说，阶地陡坎不可能完全是一条直线，尤其是在断裂附近，受到断裂作用的影响，阶地陡坎的近断裂端部迹线往往变得弯曲或者不清晰，这就导致在确定阶地陡坎在断层迹线上的交点位置时会引起一定的误差。通常的处理方法是找出错距最大和最小的交点，然后将错距最大值和最小值的平均值作为阶地陡坎的位错值（图2）。本文利用无人机摄影测量技术（Johnson等，2014）获取了玉树断裂上两个典型断错地貌点的高精度DEM图，在DEM图上解译出2010年同震地表破裂带、阶地面以及阶地陡坎。由于两处地表破裂宽度均较窄，断裂迹线单一，故用一条直线代表断裂带位置（图4（b）、（c）；图5（b）、（c）中的红线所示）。考虑到阶地陡坎底部往往由于堆积坍塌物质而导致陡坎与低阶地面的界线模糊，所以用断层两盘阶地陡坎的顶部来确定位错大小。由于两处观测点阶地陡坎都非常笔直，在利用上述方法确定走滑位移时发现最大和最小位错交点位置相差不大，多次测量的误差在1m以内。因此，可以用直线来代表阶地陡坎顶部迹线（图4（b）、（c）；图5（b）、（c）中的黑线所示）。结合本文所用DEM山阴图的精度级别，给予位错测量0.5m的误差范围。为了检验位错取值的合适与否，以断层的其中一盘为参考，将另一盘沿着断层迹线进行反向（与断层错动方向相反）拖动以恢复断层陡坎位错前的形态。恢复后的断层两侧阶地几乎连成一条直线（图4（c）、5（c）），从而说明了所测位错的可靠性。

本文采用的测年方法为光释光测年和14C测年，其中，光释光的测年物质为冲沟阶地剖面中的粘土质粉砂。光释光测年实验在中国地震局地震动力学国家重点实验完成。14C测年物质为泥炭。不同于碳屑，泥炭的测年结果代表的是多种有机质的平均年龄。但是，在快速搬运的情况下，同样可以代表地层的沉积年龄，而且采样位置上下地层未见明显动植物扰动痕迹，因此本文得到的14C年龄也是可靠的。14C年龄样品的测试工作由美国Beta实验室完成。

3 玉树断裂晚第四纪滑动速率

由于甘孜-玉树断裂带以走滑动运动为主，水平位错与垂直位错之比为10:1（闻学泽等，1985），所以本文讨论的甘孜-玉树滑动速率主要是水平滑动速率，垂直滑动所吸收的变形忽略不计。

甘孜-玉树断裂带以巴塘盆地东缘为界可分为甘孜断裂和玉树断裂两部分。西段玉树断裂整体走向稳定在300±5°，东端与甘孜断裂、巴塘盆地南缘断裂交汇于相古村附近，向北西延伸100km到结隆盆地北缘，这一段在本研究中称为结古段。在结隆，断裂由结隆盆地北缘左阶斜列到其南缘，继续延伸约35km后形迹变得不清楚，这一段为结隆段（图3）。我们的滑动速率观测点1和2分布在结古段中部，因为在这两处都发育有2010年玉树地震的地表破裂，断裂迹线清晰，并且两处都是典型的阶地位错地貌。可以说，点1和点2是研究走滑断裂滑动速率的理想场所。

图中虚线部分表示断层迹线不清晰，数字编号表示断错地貌观测点位置

3.1 甘达村观测点

甘达村观测点（图3中①，坐标位置33.07°N，96.82°E）位于玉树市甘达村二队。一条冲沟由南西流向北东，汇入扎曲河——玉树市境内的两大主干流之一（图4（a））。该冲沟发育有两级阶地，高阶地T2平均拔河高度8m，主要分布在冲沟西岸；低阶地T1拔河高度2.5m，在冲沟两侧都有分布；漫滩T0零星分布在河道两侧。断裂在该点处与河道成75°夹角，走向298°；断裂几何结构单一，呈一条笔直的线性延伸，在阶地面上可见连续分布的2010年S7.1级地震同震地表破裂。断裂切过该冲沟T2/T1阶地陡坎，使其发生左旋位错（图4（b））。T2/T1阶地陡坎除在断层附近可能由于受到断层滑动影响而发生弧形弯曲外，其余部分线性特征非常良好。以断层两盘T2/T1阶地陡坎顶部作为断错标志，依照上文所述的位错测量方法获得该点处T2/T1阶地陡坎的位错距离为44±0.5m。

滑动速率计算中最大的不确定性来自如何判定位错的起始时间，不同的方法可导致2—3倍以上的差别（张培震等，2008）。在点1处，冲沟属于季节性河流，即使是夏季，水量也不大。而且冲沟上、下游河道呈辫状分布，宽度一般在几米左右，下切深度不足1m。这些特点意味着该处冲沟侧蚀作用不强。依据上文对河流阶地模型的分析，河流侵蚀能力有限时采用高阶地模型计算滑动速率更为合适。其次，根据Cowgill（2007）提出的判别高、低阶地模型的第一个指标，河道宽度远远小于阶地陡坎位错时用高阶地模型。因此，点1处应使用高阶地面年龄作为位错起始年龄。此外，该点处阶地陡坎的位移位于冲沟的右侧（图4（a）），属于被错离河道的一侧，受到上游地貌体的保护而使得被侵蚀的可能性大大减小，这种情况下宜采用高阶地模型（Zhang等，2007）。基于上述分析，我们选择在T2阶地面上采集测年样品，在断层南盘开挖的探坑采样剖面上（图4（d）），于距离地表40cm的灰黄色粉砂质粘土中采集了炭质土样品，得到碳样年龄为6672±30a BP。该值作为T2阶地的废弃年龄，同时也代表了T2/T1阶地坎位错发生的起始时间。由此获得甘达村观测点处断裂的左旋滑动速率为6.6±0.1mm/a。

（a）甘达村宏观地貌解译；（b）甘达村断错地貌DEM山阴图解译及采样位置；（c）阶地陡坎位错恢复及测量；（d）断层南盘采样照片及剖面，照片镜像北东。

3.2 甘达村西观测点

甘达村西观测点（图2中点②，坐标位置33.08°N，96.80°E）位于点①正西方2.3km，冲沟由南向北流入北西-南东流向的扎曲河（图5（a））。在冲沟西岸发育有两级阶地T2、T1。T2阶地面宽阔平坦，坡度小于10°，拔河高度2—3m。T1之上河道呈辫状分布，河道上游窄，下游宽，下切深度不超过1m。T2、T1阶地面上发育有2010年玉树地震地表破裂（图5（b）中红线所示）。断裂南盘T2/T1阶地陡坎局部受到侵蚀或因人为因素变得平缓，但是整体上仍比较陡直；断裂北盘线性特征良好。以断层两盘T2/T1阶地陡坎为对应标志，对该处的断裂左旋走滑位移进行测量，得到T2/T1阶地陡坎错距为78±0.5m。

由于点2与点1处的微地貌环境极其类似，因此在计算该点处的断裂滑动速率时也采用高阶地模型。在断层南盘T2阶地面上开挖探坑，探坑剖面（图5（d））显示河流沉积的二元结构，下部为土黄色粉砂质砾石层，上部为含砾粘土质粉砂层，在砂层与砾石层交界的部位取光释光样品，测年结果为10.5±1.4ka。该值既是T2阶地的废弃年龄，又代表T2/T1坎开始累积位错的年代。由此得到该点处的滑动速率为7.4±1.2mm/a。综合点①、②滑动速率值，我们得出玉树断裂的滑动速率为6.6±0.1—7.4±1.2mm/a。

（a）甘达村宏观地貌解译；（b）甘达村断错地貌DEM山阴图解译及采样位置；（c）阶地陡坎位错恢复及测量；（d）断层北盘采样照片及剖面，照片镜像北东。图中红线表示断层迹线，

4 讨论

4.1 甘孜断裂晚第四纪滑动速率

甘孜断裂全长近300km，平面结构沿走向呈波状弯曲，在弯曲处分别发育有洛须和甘孜拉分盆地。根据历史地震地表破裂带的展布，可将该段进一步划分为洛须段、马尼干戈段、甘孜段（周荣军等，1997；闻学泽等，2003）（图6）。相比于玉树断裂，前人在甘孜断裂上开展的滑动速率研究工作较多。李闽峰等（1995）根据金沙江阶地位错量和阶地的热释光样品年龄获得甘孜断裂的平均滑动速率为5.0mm/a。周荣军等（1996）通过对断错地貌及新地层变形与位错的研究，结合14C和热释光（TL）测年结果，研究了甘孜-玉村断裂带各段的平均滑动速率，结果显示：甘孜为3.4±0.3mm/a；马尼干戈段为7±0.7mm/a；洛须段为7.2±l.2mm/a。闻学泽等（2003）由7个地点的断错地貌及其相关沉积物年龄确定出该断裂近5万年以来的平均左旋滑动速率为12±2mm/a。徐锡伟等（2003a）利用断错地貌分析方法得到的该断裂滑动速率高达14±3mm/a。彭华等（2006）根据断错地貌的位移量及地貌体的大致时代，推算出甘孜断裂全新世走滑速率为5—8mm/a。Shi等（2016）对断裂带南东段的4个断错地貌点进行了晚第四纪滑动速率研究，得到的马尼干戈段走滑速率为10.3±0.4—10.8±0.8mm/a，甘孜段走滑速率为7.6±0.5—8.0±0.3mm/a。综合分析前人文献，认为Shi等（2016）对甘孜断裂滑动速率的报道更为准确可靠。Shi等（2016）得到的滑动速率值中有3个是基于典型的河流阶地断错地貌点的测量分析获得的。前文已述及，利用河流阶地陡坎位错计算滑动速率是最常用的方法。在合理分析断错地貌点处河流阶地演化过程的基础上，利用合适的阶地位错模型计算得到的断裂长期滑动速率较其他方法（如冲沟位错、洪积扇位错）得到的结果更加可靠。相比之下，其它研究在计算滑动速率时，并没有对河流阶地的实际发育情况进行讨论，或者根本没有用于限定走滑位移起始发生年代的确切地貌面年龄（闻学泽等，2003；徐锡伟等，2003a；彭华等，2006）。另一方面，从区域变形角度来看，甘孜断裂与相邻的鲜水河断裂北段在几何结构、走向、规模以及活动性方面相似，其滑动速率也应该是大致相当的。而鲜水河断裂北西段，尽管有一定争议，但近年来多数学者认为其滑动速率在10mm/a左右（何宏林等，2006，2007；张培震，2008；王阎昭等，2011）。那么，甘孜断裂的滑动速率也应该在10mm/a左右。综上所述，甘孜断裂的滑动速率为7.6±0.5—10.8±0.8mm/a。

4.2 甘孜断裂与玉树断裂活动性对比

基于构造地貌调查和前人资料对比分析，分别得到玉树断裂水平滑动速率为6.6±0.1— 7.4±1.2mm/a，甘孜断裂水平滑动速率为7.6±0.5—10.8±0.8mm/a。二者相比，甘孜断裂的滑动速率高于玉树断裂，反映了甘孜断裂的活动性要强于玉树断裂。

地震活动是在区域构造应力作用下，应变在活动断裂上不断积累并达到极限状态后而突然失稳破裂的结果。地震活动的震级大小与频率反映活动断裂应变释放的大小与快慢，与断裂的滑动速率对断裂活动的指示作用类似。

周荣军等（1997）对甘孜-玉树断裂上的历史地震的研究表明，甘孜段在近代历史上发生过1320年马尼干戈8.0级、1854年甘孜7.1级和1896年洛须7.5级地震；而玉树段除2010年7.1级地震外没有其它历史地震记录。古地震研究揭示了同样的趋势。甘孜段在5600年以来发生多达5、6次大地震（李安等，2013），或者是5000年发生过4次大地震（Zhou等，2014），而玉树段9100ka以来发生过5次大地震（孙鑫喆，2016）。可以看出，对于7—8级之间的强震，甘孜断裂比玉树断裂发生地震的频度高，这与甘孜断裂比玉树断裂滑动速率高的观测结果相一致。因此，无论滑动速率还是地震活动性都反映出甘孜断裂与玉树断裂的活动性存在一定差异。

图6 甘孜断裂几何展布与分段

4.3 滑动分解与构造转换

断裂的几何结构与断裂滑动速率的大小有密切关系（闻学泽等，1989；徐锡伟等，2003b；李陈侠等，2009；王辉等，2010）。纵观甘孜-玉树断裂，最显著的特征就是甘孜断裂、玉树断裂与巴塘盆地南缘断裂在相古村附近以相古村为三联点构成一个斜置的Y字形几何结构，长边为甘孜-玉树断裂，走向近300°，短边为巴塘盆地南缘断裂，走向近东西，二者夹角约30°（图7）。

图7 甘孜断裂、玉树断裂及与巴塘盆地南缘断裂之间的构造转换示意图

断裂带从甘孜断裂一条活动断裂在玉树附近变为玉树断裂和巴塘盆地南缘断裂两条活动断裂，其几何结构的分叉必定会导致走滑应变的重新分配，进而导致甘孜断裂与玉树断裂在滑动速率、活动性等方面的差异。对甘孜断裂、玉树断裂和巴塘盆地南缘断裂的滑动速率进行简单的滑动分解（图7（b）），得到甘孜-玉树断裂方向上的最大滑动速率亏损约4.2mm/a，在巴塘盆地南缘断裂方向上的分量是3.6mm/a（图7（b）所示）。这与Huang等（2015a，2015b）通过断错地貌研究得到的巴塘南缘断裂水平滑动速率2.3—3.7mm/a基本一致。巴塘盆地南缘活动断裂的存在很好地解释了玉树断裂走滑速率比甘孜断裂走滑速率偏低的原因，表明甘孜断裂上的左旋滑移在向西传递过程中确实存在一个滑动分解，一部分应变通过构造转换分配到了巴塘盆地南缘断裂上。

但是，从区域变形来看，巴塘盆地南缘断裂作为玉树断裂的分支断裂，分配的滑动速率恰好说明了甘孜-玉树断裂带东、西段滑动变形量相当。如果认为鲜水河断裂带整体走滑速率也为10mm/a（何宏林等，2006，2007；张培震，2008；熊探宇等，2010；王阎昭等，2011），那么甘孜-玉树断裂与鲜水河断裂在晚第四纪水平构造变形上保持协调一致，二者共同作为川滇块体侧向挤出和旋转的边界调节着青藏高原东南缘的地壳变形。

5 结论

甘孜-玉树断裂带西段玉树断裂的滑动速率为6.6±0.1—7.4±1.2mm/a，与前人所得的东段甘孜断裂滑动速率7.6±0.5—10.8±0.8mm/a相比偏低，巴塘盆地南缘断裂的存在很好地解释了玉树断裂的走滑速率比甘孜断裂低的原因。甘孜-玉树断裂上的走滑速率分布特征表明，甘孜断裂上的左旋滑移在向西传递过程中存在一个滑动分解，一部分应变通过构造转换分配到了巴塘盆地南缘断裂上。但是从区域变形来看，甘孜-玉树断裂带东段、西段及鲜水河断裂带的水平构造变形是保持协调一致的。

致谢：王浩然和焦裕参加了部分野外工作；玉树州地震局尕松达拉等同志在野外工作的开展方面给予很多帮助。匿名审稿人提出了宝贵的修改意见。在此一并表示感谢。

陈立春，王虎，冉勇康等，2010．玉树S7.1级地震地表破裂与历史大地震．科学通报，55（13）：1200—1205．

邓起东，闻学泽，2008．活动构造研究——历史、进展与建议．地震地质，30（1）：1—30．

邓起东，高翔，陈桂华等，2010．青藏高原昆仑-汶川地震系列与巴颜喀喇断块的最新活动．地学前缘，17（5）：163—178．

董彦芳，袁小祥，王晓青等，2012．2010年青海玉树S7.1地震地表破裂特征的高分辨率遥感分析．地震，32（1）：82—92．

何宏林，Iked Y.，2006．鲜水河-小江断裂系水平滑动速率的一致性及其在南东青藏高原活动构造中的意义．地质学报，80（6）：842．

何宏林，池田安隆，2007．安宁河断裂带晚第四纪运动特征及模式的讨论．地震学报，29（5）：537—548．

何宏林，池田安隆，何玉林等，2008．新生的大凉山断裂带——鲜水河-小江断裂系中段的裁弯取直．中国科学 D辑：地球科学，38（5）：564—574．

李安，石峰，杨晓平等，2013．甘孜-玉树断裂带东南段古地震复发规律．中国科学：地球科学，43（7）：1115—1122．

李陈侠，2009．东昆仑断裂带东段（玛沁-玛曲）晚第四纪长期滑动习性研究．北京：中国地震局地质研究所．

李闽峰，邢成起，蔡长星等，1995．玉树断裂活动性研究．地震地质，17（3）：218—224．

李仕虎，黄宝春，朱日祥，2012．青藏高原东南缘构造旋转的古地磁学证据．地球物理学报，55（1）：76—94．

李晓帆，闫伟，2015．鲜水河断裂的几何形态对地震发生的影响．震灾防御技术，10（1）：77—86．

彭华，马秀敏，白嘉启等，2006．甘孜玉树断裂带第四纪活动特征．地质力学学报，12（3）：295—304．

孙鑫喆，2016．玛尼地震与玉树地震发震断层的破裂特征与复发模型．北京：中国地震局地质研究所．

王辉，刘杰，申旭辉等，2010．断层分布及几何形态对川西及邻区应变分配的影响．中国科学（D辑），40（4）：458—472．

王阎昭，王敏，沈正康等，2011．2010年玉树地震震前甘孜-玉树断裂形变场分析．地震地质，33（3）：525—532．

闻学泽，黄圣睦，江在雄，1985．甘孜-玉树断裂带的新构造特征与地震危险性估计．地震地质，7（3）：23—32，81—82．

闻学泽，Allen C.R.，罗灼礼等，1989．鲜水河全新世断裂带的分段性、几何特征及其地震构造意义．地震学报，11（4）：362—372．

闻学泽，徐锡伟，郑荣章等，2003．甘孜-玉树断裂的平均滑动速率与近代大地震破裂．中国科学（D辑），33（S1）：199—208．

吴中海，周春景，冯卉等，2014．青海玉树地区活动断裂与地震．地质通报，33（4）：419—469．

吴中海，龙长兴，范桃园等，2015．青藏高原东南缘弧形旋扭活动构造体系及其动力学特征与机制．地质通报，34（1）：1—31．

熊探宇，姚鑫，张永双，2010．鲜水河断裂带全新世活动性研究进展综述．地质力学学报，16（2）：176—188．

徐锡伟，闻学泽，郑荣章等，2003a．川滇地区活动块体最新构造变动样式及其动力来源．中国科学（D辑），33（S1）：151—162．

徐锡伟，Tapponnier P.，Van Der Woerd J.等，2003b．阿尔金断裂带晚第四纪左旋走滑速率及其构造运动转换模式讨论．中国科学（D辑），33（10）：967—974．

许志琴，李海兵，唐哲民等，2011．大型走滑断裂对青藏高原地体构架的改造．岩石学报，27（11）：3157—3170．

张培震，邓起东，张国民等，2003．中国大陆的强震活动与活动地块．中国科学（D辑），33（S1）：12—20．

张培震，2008．青藏高原东缘川西地区的现今构造变形、应变分配与深部动力过程．中国科学（D辑），38（9）：1041—1056．

张培震，李传友，毛凤英，2008．河流阶地演化与走滑断裂滑动速率．地震地质，30（1）：44—57．

张培震，邓起东，张竹琪等，2013．中国大陆的活动断裂、地震灾害及其动力过程．中国科学（D辑），43（10）：1607—1620．

周荣军，马声浩，蔡长星，1996．甘孜-玉树断裂带的晚第四纪活动特征．中国地震，12（3）：250—260．

周荣军，闻学泽，蔡长星等，1997．甘孜-玉树断裂带的近代地震与未来地震趋势估计．地震地质，19（2）：115—124．

Allen C. R., Luo Z. L., Qian H., et al., 1991. Field study of a highly active fault zone: the Xianshuihe fault of southwestern China. Geological Society of America Bulletin, 103(9): 1178—1199.

Cowgill E., 2007. Impact of riser reconstructions on estimation of secular variation in rates of strike–slip faulting: revisiting the Cherchen River site along the Altyn Tagh Fault, NW China. Earth and Planetary Science Letters, 254(3): 239—255.

Gold R. D., Cowgill E., Arrowsmith J. R., et al., 2011. Faulted terrace risers place new constraints on the late Quaternary slip rate for the central Altyn Tagh fault, northwest Tibet. Geological Society of America Bulletin, 123(5—6): 958—978.

Huang X. M., Du Y., He Z. T., et al., 2015a. Late Pleistocene–Holocene paleoseismology of the Batang fault (central Tibet plateau, China). Geomorphology, 239: 127—141.

Huang X. M., Du Y., He Z. T., et al., 2015b. Late Quaternary slip rate of the Batang Fault and its strain partitioning role in Yushu area, central Tibet. Tectonophysics, 653: 52—67.

Johnson K., Nissen E., Saripalli S., et al., 2014. Rapid mapping of ultrafine fault zone topography with structure from motion. Geosphere, 10(5): 969—986.

Li C. Y., Pang J. Z., Zhang Z. Q., 2012. Characteristics, geometry, and segmentation of the surface rupture associated with the 14 April 2010 Yushu earthquake, eastern Tibet, China. Bulletin of the Seismological Society of America, 102(4): 1618—1638.

Lin A. M., Rao G., Jia D., et al., 2011. Co-seismic strike-slip surface rupture and displacement produced by the 2010W6.9 Yushu earthquake, China, and implications for Tibetan tectonics. Journal of Geodynamics, 52(3): 249—259.

Shi F., He H. L., Densmore A. L., et al., 2016. Active tectonics of the Ganzi-Yushu fault in the southeastern Tibetan Plateau. Tectonophysics, 676: 112—124.

Wang S., Fan C., Wang G., et al., 2008. Late Cenozoic deformation along the northwestern continuation of the Xianshuihe fault system, Eastern Tibetan Plateau. Geological Society of America Bulletin, 120(3—4): 312—327.

Zhang P. Z., Molnar P., Xu X. W., 2007. Late Quaternary and present-day rates of slip along the Altyn Tagh Fault, northern margin of the Tibetan Plateau. Tectonics, 26(5): TC5010.

Zhou R. J., Li Y., Liang M. J., et al., 2014. Determination of mean recurrence interval of large earthquakes on the Garzê-Yushu Fault (Dengke Segment) on the eastern margin of the Qinghai–Tibetan Plateau. Quaternary International, 333: 179—187.

吕丽星，李传友，魏占玉，董金元，谭锡斌，石峰，苏鹏，2017．甘孜-玉树断裂带晚第四纪走滑速率与滑动分解作用．震灾防御技术，12（3）：456—468．

Late Quaternary Strike-Slip Rate and Slip Partitioning along Garzê-Yushu Fault Belt

Lv Lixing, Li Chuanyou, Wei Zhanyu, Dong Jinyuan, Tan Xibin, Shi Feng and Su Peng

(Key Laboratory of Active Tectonics and Volcano, Institution of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China)

Slip rate is one of the most important parameters for studying kinematic and seismic activity of faults as well as deformation partitioning. Previous studies on slip rate along Garzê-Yushu fault belt are of some controversy. It is necessary to do further research on the slip rate of Garzê-Yushu fault belt. In this study we apply several methods such as satellite imageries interpretation, filed mapping, topographic measurement to study typical faulting sites along the western segment of Garzê-Yushu fault belt, which is also named Yushu fault. The results show that the slip rate of Yushu fault is 6.6±0.1—7.4±1.2mm/a. Compared with the results of the eastern segment of Garzê-Yushu fault belt (Garzê fault) reported by Shifeng et al. in 2016 , we find there is a discrepancy between the slip rate of Garzê fault and Yushu fault. The reason for this discrepancy is that there exists a slip partitioning along Garzê fault during its westward transfer process of deformation, which transfer partial deformation to Southern boundary fault of Batang basin. The existence of Southern boundary fault of Batang basin explains why the slip rate along Yushu fault is smaller than Garzê fault. Considering the regional deformation, however, the tectonic deformation from eastern to western segment of Garzê-Yushu is consistent since late Quaternary.

Garzê-Yushu fault; Xianshuihe fault; Strike slip rate; Slip partitioning

10.11899/zzfy20170302

国家自然科学基金项目（41472200）资助

2017-03-28

吕丽星，男，生于1991年。在读硕士研究生。研究方向为活动构造。E-mail：476402226@qq.com

李传友，男，生于1971年。研究员。主要从事活动构造与古地震研究。E-mail：chuanyou@ies.ac.cn