新生代以来, 印度与欧亚板块的持续碰撞形成了青藏高原这一全球最为活跃的构造带(Molnar et al., 1977, 1978; Tapponnier et al., 1977, 1986; 王成善等, 1998; 许志琴等, 2006)。印度-欧亚板块约40mm/a的SN向会聚速率被喜马拉雅-青藏高原所调节(Paul et al., 2001; Wang et al., 2001), 其中约一半的变形被喜马拉雅造山带的缩短变形所吸收(Bettinelli et al., 2006; Ader et al., 2012), 其余则被青藏高原及其北部的块体所吸收。然而高原内部的变形是集中于边界大型走滑断裂带(Peltzer et al., 1988; Avouac et al., 1993), 还是分布于高原内部众多的小型活动断裂中(England et al., 1985)仍存在争议。前一种观点认为, 大型走滑断裂带, 如喀喇昆仑断裂、 阿尔金断裂等的快速走滑运动吸收了主要的变形; 后一种观点则认为高原内部数量众多的小型断裂通过较低的活动速率吸收了主要的变形。造成这种争议的原因是目前对高原内部及邻区活动断裂的空间几何学特征及活动性的研究程度还比较低。

青藏高原内部最为显著的活动构造是高原中— 南部近SN走向的裂谷和NW、 NE走向的共轭的走滑断层(图1a)(Molnar et al., 1977; Armijo et al., 1986; 1989; Tapponnier et al., 2001; 李康等, 2018)。早期研究认为, NW走向的右旋走滑断裂构成喀喇昆仑-嘉黎断裂带, 是块体挤出的重要边界断裂, 且拉萨地块内近SN向的裂谷是其右旋走滑拉分的结果(Armijo et al., 1989)。Taylor等(2003)通过分析遥感影像与野外地质调查结果认为NE与NW走向的走滑断裂共同组成了共轭的走滑断裂带, 该断裂带通过将小型楔形块体(宽< 150km)向E挤出的方式调节了藏中地壳近同时发生的SN向挤压和EW向伸展变形。之后, 通过物理模拟、 GPS观测分析结合野外地质观察研究发现, 共轭走滑断裂的成因可以用北侧羌塘地体内近EW向的左旋剪切和南侧拉萨地体内近EW向的右旋剪切来解释, 这2个相邻的剪切带形成了2组里德尔剪切, 一组是NE走向的左旋剪切, 另一组是NW走向的右旋剪切(Yin et al., 2011)。形成这种差异的原因是对共轭走滑断裂带的研究程度还较低, 对其几何学、 运动学特征的认识不足, 限制了我们进一步了解其形成机制和其在印度-欧亚碰撞变形带中的作用。

图 1

Fig. 1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 1 研究区构造位置简图 a 藏南主要活动构造简图, 修改自文献(Tapponnier et al., 2001; Taylor et al., 2003); b 别若则错及邻区主要活动断裂分布图(底图来自Google Earth影像); c 别若则错断裂空间分布图(底图来自Google Earth影像)。AWF 阿翁错断裂; NWF 纳屋错断裂; CLR 茶里错裂谷(亚热裂谷); LGR 隆格尔裂谷; BQG 捌千错地堑; PTG 碰塔地堑; BZF 别若则错断裂。 Qp3l晚更新世湖相沉积; Qp3al晚更新世冲积。b、 c中白色粗实线表示断裂, 白色虚线表示推测断层的位置, 红色虚线表示别若则错断裂的位置; c中环湖的白色细实线表示湖泊退缩过程中形成的多级湖岸阶地Fig. 1 Schematic tectonic map of the study area.

近期, 我们在改则县西部别若则错北部发现了一长约20km的走滑断裂, 下文将结合遥感解译与野外地质调查结果对其进行简单报道, 以期加深对共轭走滑断裂带的认识。

在拉萨地块内以班公— 怒江缝合带为轴共轭的走滑断裂带主要有NW走向的崩错断裂、 格仁错断裂、 纳屋错断裂和阿翁错断裂(图1b)(Taylor et al., 2003; 王躲等, 2017), 其中在研究区出露的主要为阿翁错断裂南东段和纳屋错断裂。纳屋错断裂北西端起自布木错, 沿NW走向至纳屋错北岸, 继而自纳屋错南岸沿NW向延伸至文布当桑乡附近(图1b), 总长约150km, 纳屋错为该断裂的拉分盆地。阿翁错断裂位于与纳屋错断裂南侧, 并与之近平行展布(图1b)。区内活动正断层主要为茶里错裂谷(亚热裂谷)、 隆格尔裂谷、 捌千错地堑和碰塔地堑(图1b)(Ha et al., 2018; 哈广浩等, 2018)。捌千错地堑和碰塔地堑位于别若则错南部, 二者在遥感图上表现出显著的线性特征, 呈近SN走向, 长约40km, 分别拉分成宽阔的谷地, 宽约10km, 并有现代湖泊分布(图1b)。研究区晚第四纪地层主要为多级的湖岸阶地与多期冲洪积扇体(图1c)。湖岸阶地主要环湖分布(图1c), 但各级湖岸阶地在空间展布上并不完全平行, 受周围山地所控制, 在地形开阔处湖岸阶地宽缓, 而在山前地形突变处湖岸阶地狭窄乃至尖灭。初步的遥感解译结果显示, 约发育有13级湖岸阶地, 最高一级拔湖40~50m。除此之外, 还有1期冲积扇切割了湖岸阶地, 表明区内冲洪积扇体是多期发育的, 早期与高位湖岸阶地的发育是准同期的, 后期则发育于湖岸退缩之后。赵希涛等(2002)对高原东南部高位湖相地层进行了研究, 认为在晚更新世时期可能发育1个巨大的羌塘古湖, 古湖面海拔可达4i470~4i850m, 现今高原内部各个湖泊多是由羌塘古湖退缩后形成的。这一结果在高原东南部多个湖泊的研究中得到了验证(赵希涛等, 2003, 2005, 2011; 朱大岗等, 2003; Zhu et al., 2010)。同时, 拔湖高度相近的湖岸阶地的年龄也是相近的。测试结果表明, 拔湖40~50m的高湖岸阶地的年龄约50ka, 即形成于晚更新世中期(赵希涛等, 2011)。 与之对比后可知, 研究区内高湖岸阶地及早期冲洪积扇的时代可能为晚更新世中期。

我们在别若则错北部发现一走滑断裂, 走向NNW, 延伸至别若则错东岸, 其SEE向显示有线性的谷地分布, 可能是其南延部分, 这里将该断裂命名为别若则错断裂(BZF, 图1c)。别若则错断裂走向约 N330° ~340° W, 主要表现为线性展布的断塞塘、 水系错动及断层陡坎等, 长约20km(图1c)。水系错动及断层崖并未错动全新世冲积扇, 显示别若则错断裂最新一次活动时间可能早于全新世。别若则错北部发育清晰的断塞塘(图2a), 特征显著, 并具有垂向断崖。跨断塞塘的地形剖面测量结果显示垂直断距为2~3m(图2b, c)。断塞塘的发育表明该断裂具有明显的走滑运动。别若则错湖东岸主要由湖岸阶地及晚更新世冲积扇组成(图1c), 在翁隆沟口处可以观察到线性特征显著的断层崖与水系错动。测量发现水系右旋错动8~10m, 与前述断塞塘显示的断裂走滑分量一致; 跨断层崖的地形剖面测量结果显示垂直断距为2~3m。在别若则错北部的老公路旁(图1c)可以观察到多期的水系错动(图3a, b), 该处主要为晚更新世冲洪积扇, 并被后期全新世冲积扇所切割, 但未见断裂错动全新世冲积扇。老公路NW约4km处, 最新一次水系错动使晚更新世冲洪积扇位移2~3m, 这可能代表了该断裂最新一次活动的右旋走滑位移量。同时, 对老公路NW侧进行水系位移恢复, 结果显示该处最大累积右旋走滑位移约44m(图3c— g)。地形剖面测量显示, 垂直断距最小约1m, 最大可达5m, 可能是多次断裂活动的累积位移量。野外地质调查显示, 断层崖坡平缓, 坡角约10° , 断崖断距约2m(图4)。

图 2

Fig. 2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 断塞塘及地形剖面图 a 右旋走滑断裂形成的断塞塘(底图来自Google Earth); b 跨断裂地形剖面, 位置见图aFig. 2 Fault sag ponds and topographic profiles.

图 3

Fig. 3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 别若则错断裂北部空间展布及累积位移恢复图 a 别若则错断裂错断水系遥感影像图(Google Earth); b 水系及地表破裂遥感解译图(Google Earth); c— g 利用水系恢复别若则错断裂右旋走滑运动多期位移(Bing遥感影像)Fig. 3 Distribution of the northern Bero Zeco Fault and reconstruction of accumulated offsets of the fault.

图 4

Fig. 4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 别若则错断裂断层崖, 错动晚更新世冲洪积扇(θ 断崖坡角)Fig. 4 Photos of fault scarps formed by the BZF(θ : slope angle of fault scarp).

别若则错断裂错断的最新地层为晚更新世冲积砾石层, 没有错断全新世冲积物, 并且全新世冲积扇切割早期的冲洪积扇, 因此该活动断裂最新一次活动时间可能较早。通过前述的位移恢复发现, 晚更新世冲积砾石层的累积位错可达44m, 如果对比藏东南古湖岸阶地年龄, 以40~50kaiBP作为该期冲洪积扇的年代, 那么别若则错断裂晚更新世以来的右旋走滑速率约1mm/a, 比通过地质学方法估算的研究区内其他走滑断裂的长时间活动速率(2~4mm/a)(Taylor et al., 2003)略小, 但显著小于InSAR的观测结果(约6mm/a)(Taylor et al., 2006)。而共轭走滑断裂带东部的崩错断裂右旋走滑速率可以达到约10mm/a(Armijo et al., 1989; 吴中海等, 2006), 较小的观测结果约4mm/a(Garthwaite et al., 2013); 同样, 格仁错断裂的走滑速率约10~20mm/a(Armijo et al., 1989; Chung et al., 2015), 较小的观测结果约4~5mm/a(杨攀新等, 2010, 2012; Shi et al., 2015)。与崩错和格仁错断裂相比, 别若则错断裂的活动速率显著偏小。此外, 别若则错断裂走向近 N330° ~340° W, 与南侧碰塔地堑非常接近(图1b), 与印度-欧亚板块SN向碰撞形成的主压应力轴σ ₁的夹角约30° , 而共轭走滑断裂带中其它断裂与σ ₁呈约60° ~75° 的较大夹角(Taylor et al., 2003; Yin et al., 2011), 两者显著不同。以上现象表明青藏高原中部共轭的走滑断裂带结构复杂, 除NWW走向的右旋走滑断裂外, 还包含有NNW走向的右旋走滑断裂, 且断裂的活动性在东、 西侧存在差异, 东侧断裂活动性较高, 而西侧较小。

在刚性块体侧向挤出模式中, 块体向E的依次挤出导致高原中部出现NE、 NW向走滑断裂(Tapponnier et al., 1982; Peltzer et al., 1988); 也有研究认为, 这种走滑断裂初始与主压应力轴σ ₁呈约30° 的夹角, 而后在纯剪切变形作用下围绕σ ₁发生了旋转(Dewey et al., 1988)。此外, 沿着先存的断裂或薄弱带的新生断裂也可能产生不符合库伦破裂准则的断层(Yin et al., 1992)。最近, 也有研究使用羌塘和拉萨地体内分别向E的左旋和右旋剪切作用来解释共轭走滑断裂的形成机制(Yin et al., 2011)。然而, 这些模式都是基于与σ ₁呈约60° ~75° 夹角的共轭走滑断裂带的几何形态提出的, 别若则错断裂显然不符合这种要求。因此, 别若则错断裂可能是一种新生破裂, 可能与高原内部近SN向正断层的N向延伸有关, 是高原内部近EW向伸展变形的产物。当然, 这仅仅是基于其几何形态的一种简单推测, 其成因机制需要更详细的几何学、 运动学的调查与研究。

最新的地表调查在藏北高原西部别若则错新发现了1条走向近NNW的活动断裂。该断裂具有断塞塘、 水系错动及断层崖等走滑断裂变形标志。水系错动及构造地貌显示, 别若则错断裂是以右旋走滑运动为主、 兼具明显正断分量的张扭性断层。测量显示该断裂最新一次活动的最大右旋走滑位移约2~3m, 累积走滑位移约44m, 垂直位移约2m。如果以青藏高原晚更新世古大湖的古湖岸阶地年龄作为对比, 那么该断裂晚更新世以来的右旋走滑速率约1mm/a, 显著低于共轭走滑断裂带东部的断裂。同时, 该断裂走向近NNW, 与印度-欧亚板块SN向碰撞形成的主压应力轴(σ ₁)夹角约30° , 不同于共轭走滑断裂带中其他断裂与σ ₁呈约60° ~75° 大夹角的形态。因此, 共轭走滑断裂带的组合方式可能存在不同样式: 一种是钝角, 可能与拉萨和羌塘地体内的剪切作用或块体挤出有关; 另一种是锐角, 可能代表着新生破裂特征, 推测其可能与高原内部近SN向正断层的N向延伸有关, 其成因和机制仍需要进一步研究。