青藏高原东南缘上地壳晚新生代构造变形综述

Review of Structural Deformation in the Upper Crust of the Southeastern Margin of the Tibetan Plateau since the Late Cenozoic

摘要

青藏高原东南缘是检验青藏高原演化模型的理想实验场，也是全球地震活动最为频繁的地区之一.综述了青藏高原东南缘主要活动断裂十年和万年尺度的滑动习性研究和百年时间尺度区域地震活动分布，结合前人总结的百万年时间尺度的年代学研究，认为自中新世中晚期以来，青藏高原内部物质逐渐向东流出，受四川盆地阻挡，转而向东南缘地区作顺时针旋转运动，至晚第四纪时期，东南缘地区上地壳变形已由原本集中分布在大型走滑边界断裂和逆冲褶皱带转变为弥散式分布至区内次级断裂，形成了以鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带为边界，围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转的运动学特征. 据此青藏高原东南缘变形可划分为两阶段，中新世早期及以前变形集中在大型边界断裂，符合刚性块体变形，至晚第四纪时期转为弥散式连续变形. 基于水平滑动速率和地震活动性对比，青藏高原东南缘活动断裂可大致分为三级. 一级断裂为边界断裂鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带，水平滑动速率均≥10 mm/a，曾发生8级及以上地震和连续的7~7.9级强震，是东南缘地区晚第四纪以来一级构造格架；二级断裂往往控制东南缘地区强活动构造单元，水平滑动速率为~3~6 mm/a，通常发生过7~7.9级地震；三级断裂水平滑动速率一般≤2 mm/a，通常发生过7级以下地震，一般规模较小，但数量较多. 此外，川滇地块晚第四纪变形特征发生转变，构造运动由原本的沿大型边界走滑断裂运动转变为鲜水河-小江断裂带周缘次级活动地块的旋转、平移和差异隆升.

关键词

青藏高原东南缘 / 上地壳变形特征 / 弥散变形 / 断裂分级 / 天然地震

Key words

the southeastern margin of the Tibetan Plateau / upper crust deformation characteristics / diffusion deformation / faults classification / earthquake

0 引言

印度板块和欧亚大陆板块的碰撞无疑是新生代以来地球上发生的最为重要的地质事件之一，这次碰撞直接导致了青藏高原这一世界屋脊的隆起，对全球范围内的气候演化、欧亚大陆的陆内变形、地形地貌和河流水系的演化等均产生了非常重大的影响（England and Houseman， 1988； Peltzer and Tapponnier， 1988； Avouac and Tapponnier， 1993； Yin and Harrison， 2000； 安芷生等， 2006； Liu-Zeng et al.， 2008；许志琴等， 2011；Wang et al.， 2013； 张培震等，2022），因此青藏高原的形成与演化一直以来是国际大陆动力学理论研究的核心和热点. 目前存在两种比较主流的理论模型，包括（1）：刚性块体模型，即印度板块对欧亚板块的推挤演变为了沿大型走滑断裂发生的地壳缩短和块体挤出，地块内部不发生大规模应变；（2）：连续变形模型，和刚性块体模型相反，该模型认为变形广泛发生于青藏高原内部或至少中下地壳尺度，上地壳主要为脆性变形，向下逐渐转为粘塑性流变（England et al.， 1986， 1988； Flesch et al.， 2001）. 两种模型均认为青藏高原的地壳物质向其东南缘发生大规模运移，区别主要在于变形是否连续，应变是否主要沿大型活动断裂发生. 因此青藏高原东南缘成为了检验演化模型的理想实验场（Wang et al.， 2020； 王丹等，2022）.

青藏高原东南缘通常认为是夹持于华南板块和喜马拉雅东构造结之间的广袤区域（图1b），主要包括川滇菱形块体和掸邦高原（Shi et al.， 2018a； Wang et al.， 2022； 王洋等，2022）. 区内发育3条大尺度走滑断裂，分别为左旋走滑的鲜水河-小江断裂带和右旋走滑的实皆断裂带和红河断裂带，构成区内一级构造格架（王洋等，2022），其间密集分布了一系列次一级走滑断裂（图1b）. 这些次级断裂可以简单的依据走向和运动学模式分为两组，一组为NE向的左旋走滑断裂，如丽江-小金河断裂、程海断裂、元谋断裂和掸邦高原上一系列弧形断裂系，另一组主要是NW向的右旋走滑断裂，包括近平行展布的曲江断裂和石屏-建水断裂、南华-楚雄断裂和无量山断裂等，现有研究认为两组断裂在印度板块向北持续楔入的作用下普遍经历了运动学性质的反转（Leloup et al.， 1993， 2001；Lacassin et al.， 1998； Akciz， 2004； Zhang et al.， 2010， 2012； Deng et al.， 2014； Wang et al.， 2019），现今活动强烈，尽管构造反转原因目前仍存在争议，如Shi et al.（2018a）提出的印度板片的后撤和软流圈物质的对流和Schoenbohm et al.（2006b）提出的中下地壳流的拓展效应，但可以明确的是这两组断裂在区域构造演化中承担了重要作用，因此其滑动习性研究有助于解读青藏高原东南缘地区地壳变形方式和过程，对构建青藏高原构造演化模型意义重大.

不仅如此，青藏高原东南缘地区也是现今全球地震活动最为频繁的地区之一，如其东边界鲜水河-小江断裂带仅1 700 a以来，便已发生17次7级以上和29次6.5级以上大地震，包括1833年嵩明8级特大地震和最新一次的2022年泸定M _w 6.7级地震（中国地震局震害防御司，1995，1999）. 地震的发生与断裂活动性密切相关（张培震等，2022），断裂滑动习性研究是区域地震危险性评价的重要基础资料，对区内的抗震设防工作具指导意义.

因此本文希望综述相关文献，从青藏高原东南缘活动断裂十年和万年尺度滑动习性入手，结合百年尺度的历史地震与仪器记录地震资料，探讨东南缘地区上地壳变形特征，对其构造演化模型研究提供思路，也为区内防震减灾工作提供理论支持.

1 大地测量学研究

大地测量学方法主要利用GNSS、GPS和InSAR等观测资料反演地壳的变形速率和断层滑动速率，这种方法只能获得观测期内的结果，代表地壳和断层十年尺度的运动状态（张培震等，2022）.

最初的研究由于台站密度和位置所限，主要集中在川滇块体周缘. Zhang et al.（2004）基于GPS速度场认为青藏高原内部的物质向南东方向流动，速度逐渐增加，整体围绕喜马拉雅东构造结做顺时针旋转，提出青藏高原现今的变形为连续性的，而非刚性运动；Shen et al.（2005）基于1998-2004年GPS观测资料认为青藏高原的向东挤出受到稳定华南块体的阻挡，转而沿鲜水河-小江断裂带做顺时针旋转，但不同于刚性块体的旋转，以喜马拉雅东构造结为中心，速率不随旋转半径增加而有规律增加，同一圆弧上的速率也没有保持不变，这一旋转运动被解释为一种连续变形所具有的涡旋运动（张培震等，2022），并计算了一系列主要边界断裂的水平滑动速率，如鲜水河断裂（10~11 mm/a）、安宁河-则木河-小江断裂带（~7 mm/a）、丽江-小金河断裂（~3 mm/a）、澜沧江断裂（~2 mm/a），而红河断裂作为川滇块体的边界断裂滑移速率却很低（<2 mm/a）. 之后研究重点放在了基于GPS数据精细反演东南缘活动断裂的滑动速率以查明上地壳变形特征. 如王阎昭等（2008）利用GPS观测数据建立了连接断层元模型，反演出了川滇地区主要活动断裂的现今水平滑移速率，如鲜水河断裂左旋走滑速率为（8.9~17.1） mm/a，由北西至南东速率先增大后减小，安宁河断裂和大凉山断裂走滑速率分别为（5.1±2.5） mm/a和（7.1±2.1） mm/a，小江断裂的左旋走滑速率接近两者之和（9.4 mm/a±1.2 mm/a），断裂带在穿过红河断裂之后仍保持较高速率（10.1 mm/a±2.0 mm/a），疑似与打洛-景洪（7.3 mm/a±2.6 mm/a）和湄沾断裂（4.9 mm/a±3.0 mm/a）相接，但这个结果可能由于缺乏近场数据而偏大（Wang et al.， 2020），红河断裂的右旋滑动速率非常小，北西、中和南东段的右旋走滑速率仅有（0.4±1.6） mm/a、（0.3±1.3） mm/a和（1.5±2.7） mm/a，反而与红河断裂近平行的南华-楚雄-建水断裂和无量山断裂保持了较高的滑动速率，分别为（4.2±1.3） mm/a和（4.3±1.1） mm/a，此外，川滇块体内部的一些断裂表现出了较强的活动性，如丽江-小金河断裂中段滑移速率（5.4±1.2） mm/a，理塘断裂的左旋走滑速率为（4.4±1.3） mm/a. Li et al.（2020）对地震进行了重定位，并依据3-D弹性半空间位错模型反演了川滇块体东南部的走滑断裂的滑动速率，同样得到了红河断裂目前滑动速率（1.4 mm/a±0.4 mm/a）和地震活动性较低的结论，与红河断裂中段近平行的一系列右旋走滑断裂，如曲江断裂（2.8 mm/a±1.4 mm/a）、建水断裂（1.7 mm/a±0.7 mm/a~2.2 mm/a±0.8 mm/a）、楚雄断裂（2.1 mm/a±0.8 mm/a）、无量山断裂（0.9 mm/a±1.2 mm/a~2.8 mm/a±1.0 mm/a）等断裂的水平滑动速率均大于红河断裂，表明这些断裂相比红河断裂在应变分配中承担了更重要的角色.

随着研究程度的深入和台站布设密度的增加，研究区域不再只局限在川滇地区，逐渐扩大至整个青藏高原东南缘. Wang et al.（2020）利用GPS资料基于弹性板块模型反演了青藏高原东南缘主要断裂的水平滑动速率，川滇块体东边界断裂以左旋走滑为主，鲜水河断裂由西至东滑动速率逐渐增加（西段11.8 mm/a±0.6 mm/a~东段14.5 mm/a±0.9 mm/a），安宁河断裂、则木河断裂和大凉山断裂由于断裂分叉，单条滑动速率稍低，分别为（5.3±0.4） mm/a、（4.7±0.7） mm/a和（6.3±0.5） mm/a，继续向南，小江断裂滑动速率又升为（13.2±0.2） mm/a；西边界金沙江断裂和红河断裂则主要表现为右旋走滑，水平滑动速率偏低，分别为（1.9±0.8） mm/a和（1.3±0.4）~（4.2±1.0） mm/a，但在红河断裂和小江断裂交切处观测到~8 mm/a的缩短速率，川滇块体北部理塘断裂和丽江断裂的滑动速率分别为（3.1±0.8） mm/a和4.3 mm/a. 此外，该研究对实皆断裂带和红河断裂之间的掸邦高原的断裂也进行滑动速率反演，如实皆断裂带具（20.4±0.7） mm/a的右旋走滑速率，南汀河断裂和勐龙断裂左旋滑动速率分别达到（4.6±0.7） mm/a和（5.3±0.7） mm/a，奠边府断裂左旋滑动速率偏低，仅为（1.3±0.3） mm/a，并提出青藏高原东南缘围绕喜马拉雅东构造结的顺时针旋转是以鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带为边界. Shi et al.（2018a）基于前人的GPS资料对红河断裂和实皆断裂之间掸邦高原上的一系列NE向左旋走滑断裂进行了分析，认为这些断裂分布地区的GPS速度场呈弧形舌状，共同承担了~12 mm/a的左旋走滑运动，应变较为平均的分布在了这些断裂之上. Tin et al.（2022）则是将目标集中在了实皆断裂带上，基于GNSS数据分析了实皆断裂中南段的地壳变形速率，得到断裂中段的水平滑移速率可以达到~23~24 mm/a，南段速率下降至~16 mm/a.

Wang and Shen（2020）综合了现有的GNSS观测资料，获得了当前最完整、最协调的中国大陆统一的速度场和连续变形场（图2）. 确认了青藏高原内部变形场是连续性的，仅个别大型走滑断裂存在大的变形梯度变化，如鲜水河-小江断裂带；不仅如此，其认为东南缘是高原内部岩石圈物质向东流动的通道，目前在绕喜马拉雅东构造结的顺时针旋转，旋转途径则是通过上地壳小型陆块的旋转和平移进行. 此外东南缘地区除两条边界断裂外，沿丽江-小金河断裂和掸邦高原中部同样存在高应变速率，表明这两处在旋转变形中发挥了重要的调节作用.

大地测量学研究揭示出了青藏高原东南缘上地壳的现今活动特征，即青藏高原的向东挤出是内部岩石圈物质的向东流动（张培震等，2022）和围绕喜马拉雅东构造结，以鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带为边界作顺时针旋转运动（Wang et al.， 2020； 朱良玉，2020），其间的次级断裂尽管运动水平显著低于边界断裂，但数量优势下，仍承载了上地壳变形的主体，通过协调其所围限的地块进行旋转、平移和差异性隆升等以适应整体旋转变形，表明东南缘上地壳变形现今已弥散式分布至内部次级断裂之上. 此外，前人得到的一系列活动断裂的水平滑移速率具明显的分级性（表1），两条边界断裂以远超其余断裂的走滑速率占据第一梯队，其间的次级断裂可分为走滑速率~3~6 mm/a和<2 mm/a的二级和三级断裂.

2 地震活动研究

青藏高原东南缘的历史地震和现代微震活动可以反映百年尺度的构造变形（张培震等，2022）. 由于5.9级及以下的地震分布无规律性（张培震等，2022），本次研究我们将6级及以上地震投影至了青藏高原东南缘（图3）. 结果显示这些地震几乎全部分布在研究区晚更新世以来的活动断裂之上，表明强震与断裂活动性密切相关，也说明晚更新世以来青藏高原东南缘构造格局基本保持一致. 6~6.9级强震在各级别活动断裂之上均有分布，推测在顺时针旋转的构造背景下，东南缘内部次级断裂均参与承担该区应变分配而具备一定的发震能力，侧面印证了大地测量学研究揭示的上地壳变形已弥散式分布至东南缘内部. 半数以上的7~7.9级强震连续发生在两条大型边界断裂之上，其余或单独或成双分布在区内现今滑动速率较高的次级断裂之上，如理塘断裂、程海断裂、曲江断裂等. 8级以上地震仅发生在两条边界断裂之上. 此外，和大地测量学的低速率结果一致，金沙江断裂和红河断裂除北段外地震活动微弱，和两条边界断裂呈显著对比.

从地震分布来看，断裂同样存在分级现象. 两条边界断裂为Ⅰ级断裂，均发生过8级及以上地震和连续的7~7.9级地震；Ⅱ级断裂则发生过7~7.9级地震，其中许多断裂连续发生了6~6.9级地震；Ⅲ级断裂通常仅发生过6.9级及以下地震.

地震的震源机制解可以给出地震性质、震源深处运动和应力状态等方面信息（张培震等，2022）. 青藏高原东南缘地震震源机制解（图4）显示，青藏高原东南缘内部的深部主要为走滑断层型地震或具明显走滑分量的地震，对应着东南缘数量众多的NE向左旋走滑断裂和NW向右旋走滑断裂，也表明顺时针旋转的大背景下，断裂的走滑运动以及由走滑运动驱使的所围限次级块体的旋转和平移是东南缘地区的主要运动形式. 仅金沙江断裂带附近的地震以正断层型地震为主，走滑型地震个别分布，显示出断裂带正倾滑为主的运动学性质，可能由于在巴塘断裂右旋和理塘断裂左旋的作用下，断裂围限的次级块体向图2GPS速度场显示的方向平移运动，和金沙江断裂走向近乎垂直，旋转分量较小，因此断裂以正倾滑为主，走滑速率较小. 红河断裂除最北段外几乎没有地震活动，和其现今弱活动性相一致. 此外，一些走滑断裂的部分构造位置也发生了正断层作用，如红河断裂北段和与之相交的程海断裂附近，推测可能由于断裂之间的相互作用所致，即丽江-小金河断裂和程海断裂两条左旋断裂近乎左阶斜列的排列方式可能导致交汇区内受到拉张作用而产生部分正倾滑型地震. 其余少部分倾滑型地震则可能代表次级块体的差异性升降分量.

3 地质学滑动速率研究

地质学方法通常利用被断层错动的河流阶地陡坎、水系和冰碛物等具线性特征地貌体的位错量以及基于年代学方法得出的相应年龄推算断层的滑动速率. 受限于测年手段，所选择的地貌体通常形成于第四纪晚期，因此地质学滑动速率研究的时间尺度在数十万年至数千年. 地质学方法虽不能像大地测量学般直观地获取活动块体间的运动特征，但其时间跨度更长，能揭示断裂的长期滑动习性.

由于东南缘地区断裂多分布在高山峡谷区或山前地形陡变带等细粒沉积物较少的地区，难以获取测年样品，许多断裂地质学速率研究偏少，但沿各条断裂的速率结果和大地测量学研究结果在误差范围内基本一致，同样显示出明显的断裂滑动速率分级现象.

3.1　一级断裂

3.1.1 鲜水河-小江断裂带

鲜水河-小江断裂带全长约1 400 km，主要以左旋走滑运动为主，兼具倾滑分量，是目前川滇块体活动性最强的边界断裂带（Chen et al.， 2022），自西向东分为鲜水河断裂带、安宁河-则木河断裂和小江断裂带. 断裂晚第四纪以来水平速率集中分布在10 mm/a左右（表2），是东南缘地区一级梯度断裂.

（1）　鲜水河断裂带

鲜水河断裂晚更新世以来水平滑动速率集中分布在约10 mm/a，如徐锡伟等（2003）在鲜水河断裂北西段基于河谷和河流阶地位错和热释光测年方法测得断裂左旋滑动速率为14 mm/a±2 mm/a；Bai et al.（2018）利用冰碛物位错和¹⁰Be测年获得色拉哈段Tagong、Selaha和Yangjiagou三地断裂走滑速率分别为7.6（+2.3/-1.9）、10.7（+1.3/-1.1）和9.6~9.9 mm/a，之后的工作（Bai et al.， 2021）基于同样方法获得了Zheduotang（折多塘段，分支断裂）和Moxi两地（4.1±0.7）和11.4（+2.0/-1.8） mm/a的走滑速率；Chen et al.（2016）在Longdengba、Jinlongsi和Zheduotang三地基于河流阶地和冲沟位错及热释光测年手段获得三地走滑速率分别为（17±3）、（6.7±3）和（8.5±2） mm/a；Zhang et al.（2016）在Kaqi、Douri和Kasu三地利用冲沟位错和热释光测年手段获得了各点处断裂走滑速率分别为（10.58±1.16）、（11.09±1.22）和（9.89±0.53）~（10.64±0.57） mm/a.

断裂全新世以来滑动速率研究较少，如徐锡伟等（2003）在摩西盆地内利用台地上冲沟位错和热释光测年手段恢复出断裂南段速率（9.6±1.7） mm/a，和晚更新世速率差别不大.

（2）　安宁河-则木河和大凉山断裂

安宁河-则木河断裂晚更新世以来断裂左旋走滑速率基本集中在5~8 mm/a，如徐锡伟等（2003）在安宁河断裂中段冕宁林里村和则木河断裂侧路路布村分别基于阶地上冲沟位错和洪积扇位错及热释光测年手段获得断裂左旋滑动速率为（6.5±1） mm/a和（6.4±0.6） mm/a；任金卫等（1994）在则木河断裂五道菁乡附近利用洪积扇边缘位错和放射性碳测年方法恢复出断裂4.9 mm/a的水平滑动速率；He et al.（2008）则木河断裂Sijiabushi、Lanbiluo、Dalouhe和Tuomugou等地基于地貌面上冲沟位错及热释光和放射性碳测年手段测得断裂左旋滑动速率分别为5.7~8.5、4.8~8.8、5.3~9.0和5.3~8.0 mm/a.

断裂全新世以来走滑速率集中在4~7 mm/a之间，如冉勇康等（2008）在安宁河断裂北段紫马跨处基于台地上冲沟位错和放射性碳测年手段获得断裂滑动速率为（4.2±0.2） mm/a；何宏林等（2007）在安宁河断裂中段沙尔盆地利用洪积扇上冲沟位错和热释光测年手段恢复出断裂左旋滑动速率在3~7 mm/a；王虎等（2018）在安宁河断裂南段大水沟基于阶地位错和放射性碳测年方法推算出断裂走滑速率为4.4 mm/a；Hu et al.（2021）在Majiagou处基于洪积扇边缘位错和放射性碳测年方法获得断裂走滑速率为（7.4±0.7） mm/a.

大凉山断裂晚更新世以来断裂左旋滑动速率集中在3 mm/a左右. 如徐锡伟等（2003）在拖都以西基于阶地位错和热释光测年手段测得断裂左旋滑动速率为（3.3±0.3） mm/a；魏占玉等（2012）在洛达村利用河道位错及光释光测年手段测得断裂滑动速率为（2.6±0.24） mm/a；周荣军等（2003）基于曲古地、昭觉布拖和吉夫拉打乡等地洪积扇上冲沟位错和热释光测年手段获得断裂平均水平滑动速率为2.6~2.8 mm/a.

断裂全新世走滑速率变化不大，如魏占玉等（2012）在则左青村附近和觉撒乡基于洪积扇上冲沟位错及光释光测年手段测得断裂滑动速率为（2.9±0.24） mm/a和（2.5±0.13） mm/a.

鲜水河断裂在尾端分成安宁河-则木河断裂和大凉山断裂两支，其中安宁河-则木河断裂晚第四纪以来滑移速率基本不变，而大凉山断裂现今滑移速率却明显高于晚第四纪时期，整体来看两条分支断裂共同承担了约10 mm/a的左旋滑动速率，基本承接了鲜水河断裂应变.

（3）　小江断裂

小江断裂带滑动速率研究较少，但结果显示断裂左旋滑动速率基本和北端两条分支断裂总滑动速率一致，如He et al.（2008）基于一系列地貌面上冲沟左旋位错和地貌面沉积物的热释光和放射性碳测年结果，在Cangxi、Laoxiajia和Bailongtan等地测得小江断裂中段全新世以来左旋滑动速率分别为9.3~10.8、8~12和6.7~10.0 mm/a.

3.1.2　实皆断裂带

实皆断裂带是印度板块和掸邦高原之间的重要边界断裂，断裂带运动性质以右旋走滑为主，走向近南北，全长约1 200 km，是青藏高原东南缘地区现今滑移速率最高的活动断裂（Wang et al.， 2020；Tin et al.， 2022），仅1930年以来便发生过7次7级及以上地震. 地质学研究显示，自中新世形成以来（Searle et al.， 2007），其右旋位错总量已有330 （Curray， 2005）~450 km（Mitchell， 1993），基于此粗略估算实皆断裂带自中新世以来的平均滑动速率约为14~20 mm/a.

3.2　二级断裂

3.2.1　丽江-小金河断裂

丽江-小金河断裂位于川滇块体中部，将块体一分为二（图1b），是块体内部重要的边界断裂. 徐锡伟等（2003）在断裂西南段南溪担读村测得一处冲洪积扇上冲沟被左旋错动（31±4） m，扇体一处疑似断塞塘堆积物中获取的放射性碳样品年龄结果为（9 910±210） a，得到断裂的全新世左旋滑动速率为（3.1±0.4） mm/a；此外，其在丽江盆地莲花村测得一处洪积扇面上冲沟的阶地被左旋错动8.6 m，基于扇体顶部堆积物和阶地灰色砾石层获取的放射性碳样品年龄（2 950 a±115 a和1 905 a±95 a）得到断裂的全新世水平滑动速率为（4.5±0.2） mm/a. 郜宇等（2019）则是利用洪积扇之上冲沟阶地（24.7 m±1.5 m）和扇体有机沉积物的¹⁴C年龄（7 460 cal B.P.±60 cal B.P.）推算出断裂全新以来的水平滑动速率约为（3.32±0.22） mm/a.

3.2.2　理塘断裂

理塘断裂位于川滇块体东北，活动性强，曾发生1948年理塘M7.3级地震. 其晚第四纪以来滑动速率研究较少，徐锡伟等（2003）在理塘县金厂沟口一带发现一冲沟T1/T2阶地坎左旋位错（20±4） m，T2阶地顶部堆积物TL年龄为（6.41±0.51） ka，得到理塘断裂带中段全新世（4±1） mm/a的左旋滑动速率.

3.2.3　程海和曲江断裂

沿程海和曲江断裂分别发生过1515年永胜7.8级和1970年通海7.75级地震，但两条断裂均位于山前地形陡变带，晚第四系均为冲洪积物，难以获取准确定年物质，因此前人利用河流侵蚀速率结合被错断冲沟或阶地推算出两条断裂晚第四纪以来水平滑动速率均为~3 mm/a（国家地震局地质研究所和云南省地震局，1990；王洋等，2015）.

3.3　三级断裂

3.3.1　红河断裂

红河断裂是青藏高原东南缘一级构造边界断裂（王洋等，2022），但其水平滑动速率自其运动性质发生反转以来一直处于下降状态，自~5 Ma，下降为5 mm/a （Replumaz et al.， 2001； Schoenbohm et al.， 2006a）， ~2~3 Ma降为2~3 mm/a（Allen et al.， 1984），至晚第四纪以来运动水平降为第三梯度断裂，如Shi et al.（2018b）在Diduo村测量一系列被红河断裂右旋错动的冲沟得到56~64 m的位错量，基于放射性碳测年方式获取了冲沟的最小切割年龄44 279 cal a B.P.，推算红河断裂晚更新世以来右旋走滑速率为1.45 mm/a.

4 讨论

4.1　青藏高原东南缘弥散式变形

大地测量学研究给出了青藏高原东南缘十年尺度的上地壳运动学特征，即围绕喜马拉雅东构造结，以鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带为边界，进行顺时针旋转运动（Zhang et al.， 2004； Shen et al.， 2005； Gan et al.， 2007， 2021； Wang et al.， 2020），旋转范围内各点速率不随旋转半径增加而有规律增加，同一圆弧上的速率也没有保持不变（Shen et al.， 2005），不同于刚性块体的旋转，东南缘地区上地壳旋转变形偏向于连续变形所具有的涡旋运动（张培震等，2022）. 基于GPS数据反演出的东南缘断裂水平滑动速率也表明，区别于刚性块体旋转，变形集中分布在某些大型断裂之上，尽管两条边界断裂滑动速率远超区内其余单体次级断裂，但整体而言，仍是次级断裂承载了上地壳变形的主体，即东南缘地区上地壳变形弥散式分布于东南缘内部广袤区域.

地震活动研究显示青藏高原东南缘区内次级断裂几乎均有中强震分布，表明这些断裂均参与该区应变分配因而具备一定的发震能力，侧面印证了大地测量学研究揭示的上地壳弥散式变形. 震源机制解显示东南缘地区绝大部分地震为走滑断裂型或具明显走滑分量，表明走滑运动为东南缘断裂的主要运动方式，进而推测被次级断裂围限的地块以旋转和平移为主，和东南缘顺时针旋转的构造背景一致.

地质学滑动速率研究无法直观地给出块体运动形式，但该方法获取的断裂晚第四纪滑动速率和大地测量学结果在误差范围内大致相同，如鲜水河-小江断裂带左旋水平滑动速率均整体保持在~10 mm/a，红河断裂则是一直保持低速滑移状态（<2 mm/a），其余曾发生历史强震的次级断裂虽整体研究不够充分，但现有结果同样显示出和GNSS观测结果一致的较高滑移速率，如理塘断裂、丽江-小金河断裂等. 地震活动研究也显示东南缘中强震几乎均分布在晚更新世活动断裂之上，因此推测青藏高原东南缘弥散式变形或已从晚第四纪持续至今.

不仅如此，弥散式变形或可向前追溯，百万年时间尺度的新生代构造研究给出了其可能的起始时间. Zhang et al.（2022）对青藏高原东南缘地区的构造和地温年代学等研究进行了总结，发现晚始新世至早中新世，青藏高原东南缘地区的地壳缩短和增厚主要沿大型边界断裂，如哀牢山-红河断裂、鲜水河-小江断裂和雅龙-玉龙断裂，之后至晚中新世，大型断裂带之间的区域才逐渐观察到类似的构造变形. 王洋等（2022）对青藏高原东南缘地区现有的地质观测、地貌分析和年代学研究进行了梳理，认为在中晚中新世以来，受印度板块持续向北楔入影响，区域的构造格局发生转变，断裂的运动学特征普遍发生构造反转，北东向断裂往往由右旋转为左旋，北西/北北西向断裂则由左旋转为右旋，逐渐形成现今GPS观测到的变形特征. 大地测量学研究也给出了类似结果. Gan et al.（2021）基于GPS速度场和红河断裂几何展布反推得到青藏高原东南缘的顺时针旋转起始于（10.1±1.5） Ma（中新世中晚期）.

因此推测青藏高原在中新世中晚期发生了重大构造事件，其内部物质逐渐向东流出，受四川盆地阻挡（Zhang et al.， 2004），转而向东南缘地区作顺时针旋转运动（Gan et al.， 2021），受此影响，其内部走滑断裂发生了运动学性质的反转（王洋等，2022），其中原本的大型边界红河断裂滑动速率由高速滑移左旋断裂转为滑移速率逐渐降低的右旋走滑断裂（Allen et al.， 1984；Replumaz et al.， 2001； Schoenbohm et al.， 2006a； Shi et al.， 2018b），至晚第四纪时期，东南缘地区上地壳变形已由原本集中分布在大型走滑边界断裂和逆冲褶皱带（Zhang et al.， 2022）转变为弥散式分布至区内次级断裂. 据此推断，青藏高原东南缘新生代变形可能分为两个阶段，中新世早期及以前，变形集中于大型边界断裂，更符合刚性块体挤出模型，至晚新生代变形转为弥散式分布，支持连续性变形模型.

4.2　青藏高原东南缘断裂分级

大地测量学研究揭示出青藏高原东南缘地区主要运动形式为围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转，区域地震震源机制解（图4）也显示区内断裂主要运动形式为走滑运动，因此断裂的水平滑动速率基本可以代表其运动水平. 基于大地测量学和地质学方法获得的断裂水平滑动速率在误差范围内基本保持一致，结合地震分布推测青藏高原东南缘晚第四纪以来构造格局和变形样式基本形成. 其中，通过比对断裂的水平滑动速率可以发现，晚第四纪以来青藏高原东南缘断裂的运动水平可以分为3个级别（图5），一级为鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带，前者的整体水平滑动速率在10 mm/a左右，后者滑动速率甚至达到~20 mm/a，负责调节东南缘和相邻块体之间的运动；第二级别的断裂运动水平显著降低，滑动速率大致为3~6 mm/a，如理塘断裂、程海断裂、曲江断裂、丽江-小金河断裂等，第三级别的断裂滑移速率一般低于2 mm/a，如金沙江断裂、澜沧江断裂、红河断裂，元谋断裂等，相较于前两级别断裂，三级断裂在晚第四纪以来青藏高原东南缘应变分配和构造演化中扮演的角色稍逊，但数量优势下，仍能起到较为显著的作用，如掸邦高原一系列NE向左旋走滑断裂共同承担了~12 mm/a的左旋走滑运动（Shi et al.， 2018a），和鲜水河-小江断裂带运动水平类似，构成了该地区弧形舌状的GPS速度场.

上文提到，东南缘地区断裂的地震活动性同样具明显分级. 两条Ⅰ级边界断裂均产生过8级及以上地震和连续的7~7.9级地震，和运动水平分级一致. Ⅱ级断裂均发生过7~7.9级地震，其中许多断裂连续发生了6~6.9级地震，相比于运动水平分级，掸邦高原地区部分三级断裂也分布着7~7.9级强震，如汗姆坝-澜沧断裂于1988年发生了相隔仅13分钟的澜沧7.6级和耿马7.2级地震（何玉林等，2001），可能由于这些区域台站布设密度不足，近场数据较少（图2）（Wang et al.， 2020），导致未能准确获取断裂滑动速率. Ⅲ级断裂一般仅发生过6.9级及以下地震，和按照运动水平划分的三级断裂基本一致. 不仅如此，东南缘地区断裂运动水平分级结果和活动地块划分同样类似（图1）. 一级断裂不仅是GPS速度场显示的青藏高原东南缘绕喜马拉雅东构造结做顺时针旋转的边界断裂（Wang et al.， 2020； 朱良玉，2020），同样是活动地块理论基于百万年时间尺度的新生代构造、万年时间尺度的活动构造、百年时间尺度的强震活动和十年时间尺度的形变测量和现代地球物理资料划分的Ⅰ级和Ⅱ级地块边界（张国民等，2000；邓起东等，2002；张培震等，2003；张培震等，2013），负责调节地块间的相互运动. 二级断裂一般位于Ⅱ级活动地块内部，但其往往相互组合或和边界断裂相交，构成地块区内一系列强活动性构造单元，如程海断裂带、丽江-小金河断裂和红河断裂北段围限的大理次级地块（Fan et al.， 2006）. 三级断裂水平滑移速率处于最低水平，一般为Ⅱ级地块内部活动性不强的次级断裂.

综上所述，青藏高原东南缘地区活动断裂的运动水平和地震活动性呈正相关关系，可以依据上述3点特征划分为三级断裂. 一级断裂为东南缘边界断裂鲜水河-小江断裂带和实皆断裂带，两者水平滑动速率均≥10 mm/a，均发生过8级及以上地震和连续的7~7.9级强震，也是东南缘地区晚第四纪以来一级构造格架；二级断裂往往控制东南缘地区强活动构造单元，水平滑动速率为~3~6 mm/a，均发生过7~7.9级强震，个别断裂连续发生过6~6.9级地震；三级断裂水平滑动一般≤2 mm/a，仅发生过7级以下地震.

尽管同为第一级断裂，鲜水河-小江断裂带的滑动速率显著低于实皆断裂带，但从断裂水平滑动速率分布图（图5）可以看到，鲜水河-小江断裂带周边分布了一系列二级断裂，如理塘断裂、丽江-小金河断裂和曲江断裂等，GPS资料也显示小江断裂带在曲江断裂两侧水平滑动速率显著下降（Li et al.， 2020），推测鲜水河-小江断裂带不仅负责调节东南缘和周缘块体运动，其自身应变部分转移至沿线次级块体边界断裂，协助次级块体的平移和旋转等（Wang and Shen， 2020）以适应整体变形.

三级断裂中包括原本的大型边界断裂红河和金沙江断裂带. 红河断裂在运动学性质转变之前被认为是高速滑移断裂，累计左旋位错量可达500~1 000 km（Leloup et al.， 1995， 2007； Tapponnier et al.， 1990），是青藏高原水平位错量最大的断裂之一，但一般认为在中新世中晚期之后，其运动由左旋转为右旋走滑为主，水平滑动速率逐步下降，~5 Ma为5 mm/a （Replumaz et al.， 2001； Schoenbohm et al.， 2006a）， ~2~3 Ma降为2~3 mm/a（Allen et al.， 1984），至晚第四纪时期，水平滑动速率已降低为第三级断裂（Shi et al.， 2018b），除北段外地震活动微弱（图3， 4）. Jiao et al.（2023）基于离散元方法模拟的印度刚性板块挤压下青藏高原的演化过程也给出了红河断裂的类似结果. 在现有研究的基础上推断自运动性质发生转变以来，红河断裂在区域构造演化中重要性逐步递减，至晚第四纪时期发挥的作用已微乎其微，不再承担边界断裂的角色. 但红河断裂的研究程度相比鲜水河-小江断裂带明显不足，如现有研究仅获取了断裂中段水平滑动速率，而曾经发生两次7级地震的断裂北段则研究程度很低，需开展更精细研究以确认红河断裂带长期活动习性. 金沙江断裂现今滑动速率同样较低（1.9 mm/a±0.8 mm/a，Wang et al.， 2020），但由于断裂处高山峡谷区，研究条件恶劣，导致断裂活动性研究程度同样很低，仅确定了断裂中段为全新世活动断裂（常玉巧等，2019），但也侧面表明金沙江断裂晚第四纪活动性远低于边界断裂水平.

4.3　川滇块体变形特征

青藏高原东南缘地震分布图（图3）显示二级断裂尽管运动水平显著低于两条边界断裂，但地震活动性仍居高不下，如川滇块体二级断裂密集分布着6级以上强震（图3）. 因此变形的弥散式分布虽然会降低主要边界断裂的活动性，如鲜水河-小江断裂带可能由于应变部分转移至周缘断裂使得滑动速率显著低于实皆断裂带，但可能间接导致了川滇块体内部大震复发风险显著提高，因此开展川滇块体变形特征研究对地震危险性评价至关重要.

通常认为川滇块体是由红河断裂带、金沙江断裂带和鲜水河-小江断裂带围限（国家地震局地质研究所和云南省地震局，1990）的菱形地块（图6）. 川滇地块内部断裂的研究程度普遍不高，使得现有构造单元划分方案，如基于活动断裂划分的活动地块未对川滇地块继续细分（张培震等，2013；邵志刚等，2020），青藏高原东南缘变形模式研究中往往也只能将其视为统一刚性块体处理（Shi et al.， 2018a），其东边界鲜水河-小江断裂带目前也是青藏高原东南缘顺时针旋转的东边界（Shen et al.， 2005； Gan et al.， 2021），晚第四纪以来全段左旋滑动速率~10 mm/a，其上连续分布7级以上强震（图3），包括1833年嵩明8级地震. 但块体西南边界的红河断裂，大地测量学和地质学断裂水平滑动速率均较低（<2 mm/a），地震活动稀疏（图3），表明红河断裂在晚第四纪以来区域构造演化和应力分配中发挥的作用远低于原来的边界断裂角色，在区域顺时针旋转的大背景下，迹线被动弯曲成弧形（Gan et al.， 2021）. 西北边界金沙江断裂的现有研究也显示活动性显著弱于周围二级断裂（常玉巧等，2019）.

与块体西边界两条断裂带相比，川滇块体内部分布的一系列二级断裂，如丽江-小金河断裂、理塘断裂、程海断裂、曲江断裂等，运动水平和地震活动性均更为突出. 这些断裂将川滇块体分为了数个强活动性构造单元，如理塘断裂和鲜水河断裂围限的理塘次级地块、丽江-小金河断裂、红河断裂北段和程海断裂围限的大理次级地块（Fan et al.， 2006）以及程海断裂、丽江-小金河断裂、南华-楚雄-曲江-建水断裂带和鲜水河-小江断裂带所围限的滇东南次级地块（图6）. 沿这些次级块体的边界断裂发生了川滇地区几乎所有的7级以上强震，如理塘断裂曾发生1948年理塘7.4级地震，丽江-小金河断裂曾发生1996年丽江7.0级地震，程海断裂曾发生1515年永胜7.8级地震，曲江断裂曾发生1970年通海7.7级地震，红河断裂北段则发生过1925年弥渡7级地震. 这些块体普遍位于鲜水河-小江断裂带周缘，大理板块边界则是包含将川滇块体一分为二的丽江-小金河断裂，因此其高滑移速率和地震活动性可能由于直接或间接地承担了鲜水河-小江断裂带应变. 受高速滑移边界断裂的水平和倾滑运动控制，这些次级块体通过自身旋转、平移和差异性升降以调节整体的顺时针旋转变形（徐锡伟等，2003； Shen et al.， 2005； Wang and Shen， 2020； Wang et al.， 2023），是晚第四纪以来川滇块体内部一级活动序列，因此对保持高运动水平的川滇次级地块边界断裂开展长期滑动习性研究，探讨次级块体变形特征，对于区域地震危险性评价工作应具重要意义.

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基金资助

科技部项目(2021FY100103)

国家自然科学基金项目(U2239202)