2011, Vol. 54
2. 青岛市工程地震研究所, 青岛 266061;
3. 地壳运动监测工程研究中心, 北京 100036;
4. 西藏自治区地震局, 拉萨 850000;
5. 山东省东营市地震局, 东营 257000
, TANG Fang-Tou3
, DENG Zhi-Hui1, CAO Zhong-Quan4, ZHOU Bin1,5, XIAO Gen-Ru1, CHEN Wei-Tao1, GE Wei-Peng1
2. Qingdao Earthquake Administration, Qingdao 266061, China;
3. National Earthquake Infrastructure Service, Beijing 100036, China;
4. Seismological Bureau of Tibet Autonomous Region, Lhasa 850000, China;
5. Dongying Earthquake Administration, Dongying 257000, China
喜马拉雅东构造结(东构造结)地区是青藏高原构造演化研究的重要地区之一，其晚新生代构造变形模式是国际地学界广泛关注的热点问题.东构造结周边地区主要为海拔超过4000m 的高山和雅鲁藏布江、怒江、澜沧江和金沙江等构成的高山峡谷地貌，工作环境恶劣，地质构造复杂，进行野外实地考察非常困难.
对东构造结的研究起步较晚，钟大赉等[1]对本区高压麻粒岩的研究掀起了东构造结的研究热潮，研究认为本区经历过深俯冲作用[1， 2].郑来林等[3]以区域地质填图为基础，对南迦巴瓦地区进行了构造单元划分.王二七等[4]通过对东构造结地层单元形态和宽度的变化特征，半定量地研究了该区新生代地壳的缩短.丁林等[5]对东构造结地区磷灰石裂变径迹年龄的研究，认为东构造结上新世以来经历了快速的抬升作用，雅鲁藏布江大峡谷地区抬升速率更是达到了30mm/a.张进江等[6]对东构造结的构造格局及形成过程进行了研究，认为其主要由早期的韧性挤压、走滑变形体系和后期的韧脆性正断层体系组成.关于青藏高原晚新生代构造变形，目前有两种主流模型，即侧向逃逸学说[7-9]和地壳压缩增厚学说[10-14].
近年来青藏高原东南部地区开展了大量的地球物理方面的研究，王椿镛等[15]沿30°N 布设了26个台组成的远震观测剖面，用远震P 波接收函数反演了剖面下方80km 深度范围的S波波速结构，揭示了沿剖面不同构造块体的地壳结构；DenghaiBai等[16]通过大地电磁层析成像对青藏高原东南部地区下地壳流进行了研究，进一步给出了下地壳流的位置；赵文津等[17]在西藏地区开展了INDEPTH 项目，完成了横穿喜马拉雅和青藏高原的多学科地学剖面，对高原莫霍层的变化、地壳的精细结构、结晶基底的起伏、上地幔的结构进行了研究；Unsworth[18]对青藏高原南部INDEPTH 项目的大地电磁数据进行了分析，研究了下地壳熔融层特征；马晓冰等[19]在青藏高原东部布设了察隅-清水河的大地电磁测深剖面，研究了电阻率在横向分区、纵向分层的特征；王谦身等[20]根据青藏高原东部玛多-沙马重力剖面资料对该区的重力场和深部地壳结构进行了分析研究，提出本区地壳厚度边缘薄、中间厚的特点，平均地壳厚度为60km.
随着GPS 观测获得的地壳运动数据的增多，WeiJunGan[21]研究了以青藏高原作为参考框架下高原的整体运动特征.AnneSocquet等[22]根据GPS资料研究了印度和缅甸之间的俯冲带的运动特征.ChristopheVigny等[23]根据GPS 资料对实皆断裂的运动特征进行了研究.一些学者还基于GPS观测数据，用数值模拟的方法对青藏高原的构造变形特征进行模拟研究.郑勇等[24]采用有限元方法模拟了近20万年来印度板块对青藏高原的挤压造成的高原内部的位移和应力的分布，模拟的高原水平方向形变速率和GPS观测结果吻合较好，但是忽略了青藏高原内部各深大断裂对位移和应力可能产生的影响.郑勇等[25]基于弹性假设和GPS观测资料，建立了包括青藏高原几条大型走滑断裂的连续和非连续体模型，研究了这些断裂对高原内部变形的影响，不足的地方是模型的网格划分过大，对研究会产生一定的影响.曹建玲等[26]采用数值模拟方法对青藏高原GPS位移绕东构造结顺时针旋转进行了研究，认为柔软下地壳的存在使青藏高原在印度板块的推挤下表现为抬升，高原周边地块下地壳相对较硬而封闭，高原东南部存在高温柔软的通道，下地壳物质沿此通道向东、东南流动，拖曳上地壳做类似运动，形成了围绕东构造结的顺时针转动，模型考虑了下地壳流的作用，忽略了高原内部断裂的作用，总体拟合了GPS位移，但在东构造结和川滇地区的一些测点存在差异.
总体上说，前人对东构造结构造活动的研究取得了许多进展，但也发现了不少新的问题.例如，下地壳流作用的方式和范围是什么；地壳增厚与挤出的关系如何；主要断裂的现今运动特征，特别是嘉黎断裂是不是青藏高原逃逸(右旋走滑)的南边界；东构造结目前是否还在发挥作用.
针对上述的一些问题，本研究基于前人的地质、地球物理资料和“中国地壳运动观测网络工程"GPS多年观测成果，在国家自然科学基金项目“喜马拉雅东构造结周边地区主要断裂现今运动的GPS 观测研究"的资助下，对东构造结周边地区主要断裂进行实地调查，并在数据缺乏的关键构造部位布设新的GPS观测点，获取最新的地壳运动观测数据，以主要断裂为模型的边界，建立三维动力学模型，运用数值模拟的方法对东构造结周边地区的主要断裂现今运动特征进行模拟研究.
2 地质构造背景 2.1 构造单元划分东构造结周边地区地质构造复杂，类型多样，汇集了川滇地块(V1)、羌塘地块(V2)、拉萨地块(V3)、喜马拉雅地块(V4)、墨脱察隅地块(V5)、印度板块(V6)和缅甸地块(V7)等(图 1).
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图 1 研究区地震构造简图(根据亚欧地震构造图和中国及邻区大地构造图修改) Fig. 1 Seismotectoni csketch map of the study area (according to seismotectonic map of Asia and Europe, the tectonic map of China and adjacent regions) |
川滇地块(V1):即川滇菱形块体，位于研究区的东北部，西边界是金沙江断裂带，是中国大陆地震活动最为强烈的地区之一.主要出露二叠三叠纪地层，部分分布喜山期花岗岩.块体具有向南东运动的趋势，但运动是不均匀的[27].
羌塘地块(V2):东北及东边界以金沙江断裂与川滇地块相连，南边界以班公错-怒江断裂与拉萨地块相接.基底由元古宙变质岩组成，盖层由中泥盆统至新近系地层组成.羌塘地块岩浆活动在前泥盆纪及石炭纪较弱，早二叠世至晚三叠世较强，新近纪有较多陆相喷发活动[28].
拉萨地块(V3):位于雅鲁藏布江断裂和班公错-怒江断裂之间.基底为前震旦纪变质岩.在拉萨地块的北部，为奥陶纪-石炭纪-三叠纪碳酸盐岩.在拉萨地块南缘，分布着白垩纪-新近纪为主的冈底斯岩基[28].拉萨地块被喀喇昆仑-嘉黎断裂和念青唐古拉山东麓断裂分为三个块体，嘉黎断裂以北为那曲块体(V3-3)，嘉黎断裂以南又被北北东向念青唐古拉山东麓断裂分为当雄块体(V3-1)和拉萨块体(V3-2).
喜马拉雅地块(V4):北以雅鲁藏布江断裂带为界与拉萨地块相邻，南以主边界断裂与印度板块相接.喜马拉雅地块基底为前震旦纪变质岩，主要活动时期为晚白垩纪-古近纪，以中新世的构造变动最为强烈[28].此地块又以主北边界断裂和念青唐古拉山东麓断裂为界，将喜马拉雅块体分为江孜康马块体(V4-1)、北喜马拉雅块体(V4-2)和南喜马拉雅块体(V4-3).
墨脱察隅地块(V5):北边界为嘉黎断裂，南边界为阿帕龙断裂，西边界为墨脱断裂，块体内主要的构造线走向为北西向，出露地层主要为喜山期花岗岩、元古代变质岩及石炭二叠纪碳酸盐、火山碎屑岩.块体边界多次发生了6 级以上地震，其中包括1950年察隅Ms8.6大地震.
印度板块(V6):位于研究区西南部，北面以主边界断裂与喜马拉雅地块相接.基底为前寒武纪结晶基底，研究区内出露地层主要为第四纪地层.印度板块以47mm/a(约NE23°)的速度向青藏高原汇聚[29].缅甸地块(V7):位于喜马拉雅山南缘东部，西面以那加山断裂(俯冲带)与印度板块相接，东面是南北向的实皆断裂.研究区内主要出露地层为第四纪地层.古近纪以来，印度板块向缅甸地块俯冲，使缅甸地区形成东西分带，表现为边缘高、中间低的区域构造格局.
2.2 主要断裂运动特征东构造结周边地区断裂相当发育，主要发育有金沙江断裂(F1)、怒江断裂(F2)、嘉黎断裂(F3)、雅鲁藏布江断裂(F4)、主中央断裂(F5)、主边界断裂(F6)、墨脱断裂(F7)、阿帕龙断裂(F8)、那加山断裂(F9)和实皆断裂(F10)等(图 1).
金沙江断裂(F1):位于研究区的东北，是川滇菱形块体与羌塘块体边界断裂.断裂总体呈现右旋走滑特征，走滑速率5~7 mm/a[30].断裂在右旋为主的继承性背景下，多处出现了左旋运动状态[31].
怒江断裂(F2):羌塘地块和拉萨地块的边界断裂，新近纪以来，由于印度板块东犄角的北东向推挤，青藏高原强烈隆升，缅甸地块南向挤出，怒江断裂表现为挤压逆冲和右旋走滑运动.这种挤压剪切运动在上新世至早第四纪十分强烈，而进入晚更新世以后，有逐渐减弱的趋势.我们近年来野外调查表明，自西北而东南，活动时代有逐渐增强的趋势，即西北段为早第四纪活动段，中、南段为晚第四纪活动段.
嘉黎断裂(F3):是喀喇昆仑-嘉黎断裂带的东南段，Airmijo等[32]认为它是青藏高原主体向东挤出的南边界，具有强烈的右旋走滑活动，速率可达10~20mm/a, 而任金卫、沈军等[33， 34]认为嘉黎断裂西段平均右旋滑动速率4 mm/a, 中段及东南段活动不明显[34].
作者通过实地考察，认为嘉黎断裂具有分段性.嘉黎断裂西段(东构造结以西)右旋走滑运动较强，沿线出现明显的断层陡坎、水系错动及坡中谷，诺玛弄村北水系在高阶地的位错约120m(图 2)，本区高阶地的形成时间为34.7±2.71ka[33]，据此推断嘉黎断裂在此段的走滑速率为3.2~3.7mm/a左右.经过东构造结后为嘉黎断裂的东南段(察隅段)，其运动性质发生了改变，在波密嘎龙寺附近的小型构造盆地中，发现有一系列的冰碛垄被左旋错动(图 3)，冰碛垄被左旋位错2.5m.根据1990年和2002年卫星影像解译结果，在12 年里冰川消退了10 m左右，此处距离冰舌前缘约530m, 推算冰碛垄的形成时间为650a左右，由此估算嘉黎断裂的运动速率为左旋3.8mm/a±.
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图 2 嘉黎断裂右旋位错水系120m, 诺玛弄村北(镜向250°) Fig. 2 River with 120 m dextral displacement by Jiali fault, north of Nuomanong village (view to 250°) |
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图 3 冰碛垄左旋位错2.5m, 镜向230° Fig. 3 Marine ridge with 2.5 m sinistral displacement by Jiali fault (view to 230°) |
雅鲁藏布江断裂(F4):拉萨地块和喜马拉雅地块的边界断裂，是青藏高原南部一条规模巨大的大地构造边界.断裂基本上沿着雅鲁藏布江分布，总体呈近东西走向，略呈向南凸出的弧形，是印度板块向亚欧大陆俯冲碰撞的构造演化结果.近年来野外调查表明，朗县以西晚更新世以来为右旋挤压运动，走滑速率3~5mm/a, 挤压速率1mm/a左右，东段构造结附近也表现为右旋挤压运动，走滑速率可达6~8mm/a, 挤压速率1mm/a左右.
主中央断裂(F5):主中央断裂是北喜马拉雅和南喜马拉雅的分界断裂，断裂带总体延展方向与喜马拉雅山走向一致.主断面一般向北倾斜，表现为北侧向南逆冲，形成一些推覆构造.该断裂的主要形成时期为新近纪.在该断裂带附近发生过错那1806年8级地震和1871年7级地震.
主边界断裂(F6):断裂呈向南凸出的弧形，是一条向北倾斜的逆冲断裂带，北侧低喜马拉雅浅变质岩系逆冲在西瓦利克带中新世-早更新世西瓦里克群之上.这是喜马拉雅构造带中最年轻的一条逆冲断层.
墨脱断裂(F7):该断裂是东构造结的东南边界断裂，由多条次级断裂左行斜列组成，走向北东40°~50°，倾向南东，倾角60°~70°.沿断裂发育糜棱岩带，显示断裂早期为右旋走滑特征[35].该断裂最新活动造成明显的断错地貌，墨脱西五郎寺-德心段横跨断裂的冲沟出现左旋位错，根据水系断错得到的左旋走滑速率约为50 mm/a[36].1950 年察隅8.6级地震可能与该断裂有关.
阿帕龙断裂(F8):该断裂发育于墨脱东南部，走向300°，倾向北东，倾角较缓，为逆冲兼右旋走滑性质，断裂北西端被墨脱断裂截切.断层切错了现代山脊、水系，显示了它的新活动性，1950年察隅8.6级地震与该断裂有关.
那加山断裂(F9):缅甸地块与印度板块的分界断裂，为俯冲断裂带，表现为右旋走滑兼逆冲运动特征，右旋走滑速率10~11mm/a[37].
实皆断裂(F10):是缅甸中部近南北向高角度右旋走滑断裂，断裂东侧为滇西地区，西侧为缅甸中央盆地.在曼德勒以北，沿断裂带出现蛇纹岩和前古新世的玄武岩，中生代时可能是一个板块边界，发生过向东的俯冲作用.GPS 资料研究表明，该断裂右旋走滑速率15~18mm/a[22， 23， 37].
2.3 GPS观测结果为了深入研究东构造结及其周边地区现今构造变形特征，本研究系统分析了“中国地壳运动观测网络工程"GPS 站点最新观测数据及“喜马拉雅东构造结周边地区主要断裂现今运动的GPS观测研究"的两期观测数据.选择不同构造部位的跨断层GPS剖面对断裂的现今运动特征进行研究，即将GPS速度矢量分解到垂直断层和平行断层方向上用以表示断层的运动性质(表 1).研究结果显示，位于拉萨附近的雅鲁藏布江断裂为右旋挤压运动，走滑速率3.9mm/a±，挤压速率4.7mm/a±；嘉黎断裂带西北段表现为右旋挤压运动，走滑速率5.8 mm/a±，挤压速率为4.6 mm/a±，东构造结顶端的通麦段表现为弱右旋挤压运动，走滑速率1.9mm/a±，挤压速率2.6 mm/a±，东南察隅段附近表现为左旋挤压运动，走滑速率为3.7 mm/a±，挤压速率5.1mm/a±；怒江断裂带西北段表现为挤压运动，挤压速率为2.0mm/a, 中段表现为右旋走滑运动，走滑速率为2.2mm/a±，东南段表现为右旋挤压运动，走滑速率3.2mm/a±，挤压速率2.4mm/a±.
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表 1 东构造结附近主要断裂带的运动特征 Table 1 The characteristics of main faults around EHS |
本研究的数值模拟采用的软件是中国地震局地质研究所新购置的大型并行版Ansys12.1 有限元分析软件.
3.1 几何模型的建立本文旨在研究东构造结周边地区主要断裂的现今运动特征，从另一方面来讲，也是对东构造结周边未知地区构造的模拟推测和检验，因此对区内主要断裂和块体的几何建模尤为重要.文中对各个构造块体的分界线、模型边界以及断层分布尽可能的按照实际的地质构造进行确定.以主要断裂为边界，把研究区划分为11个块体(图 4).对于嘉黎断裂东南段的延伸，认为有两种可能，一是沿帕龙藏布河谷，从东构造结北缘通过，插到怒江河谷；二是转向南东，与实皆断裂相连[32， 33].因此本文建立了两种模型，对嘉黎断裂能否与实皆断裂相连进行分析.模型一和模型二的区别就在于对嘉黎断裂的东南段的处理(图 4)，即图中L1线段能否作为断层与实皆断裂相连.模型一中将嘉黎断裂的东南段通过L1 与实皆断裂相连，相应地把L2以下部分作为V3-1块体的一部分；模型二中不将L1作为断层处理，相应地把L2以下部分作为V5地块的一部分.
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图 4 模型中块体划分图中实线条为断裂带，黑色箭头线为施加的GPS位移，V1~V7代表块体编号(表 1) Fig. 4 Block divided in model |
为了更加精确地模拟东构造结的现今构造变形特征，本研究区范围取90°~100°E，25°~32°N，相比一些学者的模拟范围要小[24-26,38-40]，但单元数则多得多.前人的模型也多是在笛卡尔坐标系下建立的，并取得了较理想的模拟结果，因此本文也采用笛卡尔坐标系建模.模型中将断层简化为直立断层，断层带宽度设置为10km.
在深度方向，将模型分为三层:上地壳、下地壳和岩石圈上地幔，总共120km.根据前人研究成果，各层深度略有不同[15,17,19,41-45]，综合分析后选取了各层深度参数见表 1.单元类型采用的是Solid186类型，网格划分采用的是Swipe划分，地块内网格尺寸≤10km, 断层带网格尺寸≤3km.模型中一共划分了130574个单元，579383个节点.
3.2 模型参数的选取为了更好地模拟青藏高原脆性上地壳和柔性下地壳的变形，模型的上地壳采用弹性模型，下地壳及以下选用的是黏弹性模型.地球物理观测和实验研究表明，青藏高原地壳厚度相当于正常地壳厚度的两倍，而且壳幔结构非常复杂[15,17,19,41-45]，流变结构呈现分层性，具有脆性的上地壳和非常柔软的下地壳，多处都存在不均匀分布熔融层[15， 17].很多学者对柔性下地壳进行了研究[46-50]，结果表明青藏高原的下地壳黏度较周边的印度板块、塔里木盆地和华南地块都低.模型中弹性模量、泊松比的选取就是根据前人地震波接收函数研究中提供的P 波、S 波进行反演计算得到的(表 2).
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表 2 模型参数 Table 2 Parameters in model |
对断层带采取弱化的方式，杨氏模量取值为两侧地块平均值的十分之一[51].
3.3 边界条件设置本研究的模型边界条件采用位移约束，主要采用GPS数据，其来源包括以下三部分:一是“中国地壳运动观测网络工程"2007 年最新观测数据；二是资助本研究的国家自然基金项目“喜马拉雅东构造结周边地区主要断裂现今运动的GPS观测研究"新观测数据，三是国内外有关文献[21， 29， 52， 53].首先将这些数据统一到稳定的欧亚框架下，然后对GPS数据采取三项样条内插，得到各边界的位移值(图 2):西边界东向速度从南部的14.47mm/a递增到北部的17.82mm/a, 北向速度从南部的21.56mm/a递减到17.51mm/a；北边界东向速度从西边界的17.82mm/a变化到东边界的17.02mm/a, 北向速度从西边界的17.51mm/a变化到东边界的0.62mm/a；东边界东向速度自北向南从17.02mm/a递减到-1.90mm/a(即方向转为了西向)，北向速度自北向南从0.62mm/a递减到-13.40mm/a(即方向转为了南向).
由于南部边界主要在印度和缅甸境内，GPS观测点较少，目前仅有印度西隆的shill点和“中国地壳运动观测网络工程"缅甸密支那基准站可用，结合J.Paul、Malaimani、Larson 等的研究[29， 52， 53]，考虑到印度-缅甸俯冲带(那加山断裂)和实皆断裂的影响，把南边界分为了三段:西段的印度板块部分、中段的缅甸块体部分和东部的云南部分.根据GPS数据插值结果，南边界西段东向约束速度自西向东从14.2mm/a递增到15.2mm/a, 印度板块的北向速度比较稳定，考虑到模型中主边界断裂简化为直立断层，扣除掉主边界断裂俯冲作用吸收的三分之一位移[29， 52， 53]，以shill点的北向速度的三分之二(即21.5mm/a)作为南边界西段北向约束速度.
南边界中段介于那加山断裂和实皆断裂之间，跨过右旋逆冲的那加山断裂，印度板块东向位移的三分之一被俯冲作用吸收，北向位移速率减小10~11mm/a[22]，同时考虑缅甸密支那点的GPS 观测值，南部边界中段东向约束速度取值自西向东从10.1 mm/a递减到2.3 mm/a, 北向速度自西向东从13mm 递减到4mm/a.
南边界东段经过右旋走滑速率为12 mm/a的实皆断裂[23， 37]后，位移速率也发生突变，参考GPS数据插值结果，南边界东段东向速度自西向东取值从2.3 mm/a 递减到-1.90 mm/a(即方向转向西)，北向速度从自西向东从-8 mm/a 递减到-13.40mm/a.
模型的顶面自由，底面垂向固定，水平向自由.由于目前对地表以下不同深度层位的运动速度变化不清楚，模型的侧面垂向自由，水平向将地表到模型底部取相同的位移约束条件.
由于地壳在长期的重力作用下，岩体已基本处于重力均衡状态，所使用的模型参数和边界位移数据也是在目前条件下的地球物理探测和测量结果.因此，本文在研究中没有考虑重力的作用.
4 结果分析本研究的计算步长取1年，共进行了1000年的模拟分析，得到各节点的位移大小、方向和位移场分布(图 5~7).
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图 5 模型一模拟位移速率与GPS实测值对比(红色箭头代表GPS实测值，蓝色箭头代表模拟值) Fig. 5 The velocity comparison between simulation and GPS observation in model one (red arrows:observation, blue arrows:simulation) |
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图 6 模型二模拟位移速率与GPS实测值对比(红色箭头代表GPS实测值，蓝色箭头代表模拟值) Fig. 6 The velocity comparison between simulation and GPS observation in model two (red arrows:observation, blue arrows:simulation) |
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图 7 模拟位移分布图(1000年) (a)模型一总位移分布图；(b)模型二总位移分布图；(c)模型二X方向位移分布；(d)模型二Y方向位移分布. Fig. 7 The distribution of numerical simulation displacement (1000 years) (a)The distribution of displacement in Model Ⅰ；(b)The distribution of displacement in Model Ⅱ；(c)The distribution of X-displacement in Model Ⅱ；(d)The distribution of Y-displacement in Model Ⅱ. |
模拟结果总体上与已有的GPS 观测结果基本一致，青藏高原地壳水平位移场围绕东构造结顺时针转动.比较两模型的模拟计算结果与GPS站点观测值之间的差异(图 5和图 6)，可以看出，在东构造结周围和川西云南地区，图 6 拟合效果明显地优于图 5，即模型二的模拟效果要优于模型一.
图 7是位移场等值线，总位移(图 7a，图 7b)由南向北，由西向东减小.图 7c是模型二模拟的X方向(东向)的位移等值线，从图中可见，X方向位移从高原南部向高原的北部逐渐增大，到了高原的北部X方向位移最大；在东南部X方向的位移由正转为负，是东南部地块向西南旋转的表现.图 7d是模型二的Y方向(北向)的位移等值线，从图中可见，Y方向位移等值线呈现南北向的带状分布，总体上表现为由西向东、由南向北逐步递减，经过断裂带，特别是主边界断裂、那加山断裂和实皆断裂，Y方向位移迅速减小.在模型东南部(实皆断裂以东)，Y方向位移为负值(南向运动)，也是东南部地块向西南旋转的结果.
图 8 给出了数值模拟主要断裂的水平运动特征.从图中可见，在研究区的西南部，主要断裂(主中央断裂、主边界断裂)具有左旋走滑运动性质，而研究区的北部和东部各断裂(金沙江断裂、怒江断裂、嘉黎断裂、雅鲁藏布江断裂、阿帕龙断裂、实皆断裂和那加山断裂)主要表现为右旋走滑运动性质.值得注意的是:右旋走滑性质的东南边界断裂不是Armijo等[32]认为的嘉黎断裂，而是阿帕龙断裂.这一结果与野外地质调查和现场GPS 观测结果在定性上是一致的.
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图 8 研究区模拟断层水平运动特征(a)模型一模拟结果；(b)模型二模拟结果.图中数字单位为mm/a. Fig. 8 The level movement characteristics of faults in study area (a) Results of model one；(b) Results of model two |
进一步分析还可发现，东构造结目前依然起着一定的作用，它与阿萨姆角共同影响着现今区域构造变形，许多构造转换和重要构造事件都发生在它们之间或很近的区域.(1)东构造结是地形地貌突变带，现今构造变形强烈，构造结东西两侧断裂(墨脱断裂和雅鲁藏布江断裂东北段)活动明显；(2)1950年察隅8.6级地震就发生在东构造结与阿萨姆角之间的阿帕龙断裂上(图 1).阿帕龙断裂右旋走滑，北西走向，向西被东构造结东南侧的墨脱断裂截切，向东可能与实皆断裂相连；(3)嘉黎断裂受东构造结与阿萨姆角影响大.嘉黎断裂西北段地质上右旋走滑速率3.2~3.7mm/a(图 2)，GPS 实测资料表明此段约有5.8mm/a±的右旋走滑速率(表 1)；在东构造结顶端的通麦段，GPS 观测结果为弱右旋挤压，右旋走滑速率1.9mm/a±，走滑速率明显减小.在东构造结以东阿萨姆角附近，嘉黎断裂的察隅段断层性质由右旋走滑变为左旋走滑，在嘎龙寺附近左旋走滑速率3.8 mm/a±，察隅GPS观测剖面显示此段左旋走滑速率3.7mm/a±(表 1).根据模型二的模拟结果，嘉黎断裂东南支可能终止于阿萨姆角附近的察隅段，察隅段断层性质为左旋走滑.
5 结论与存在问题本研究通过对东构造结及其周边地区主要断裂的野外考察、GPS 观测数据和地质、地球物理资料综合分析，建立三维有限元模型，运用数值模拟方法对东构造结周边地区主要断裂现今运动特征进行模拟研究，主要取得了以下几点初步认识:
(1) 东构造结北侧和东侧地块总体上围绕构造结发生顺时针旋转.右旋走滑的东南边界断裂不是嘉黎断裂，可能是阿帕龙断裂.
(2) 野外考察资料、GPS 观测及数值模拟结果研究表明，嘉黎断裂不是整体右旋走滑断层，其西北段和东构造结顶端的通麦段为右旋挤压性质，东构造结以东的东南段运动性质发生了转变，由右旋走滑运动转变为左旋走滑运动.
(3) 数值模拟结果表明，如果嘉黎断裂东南支与实皆断裂不相通，阿帕龙断裂与实皆断裂相连时，模拟结果与GPS观测值有更好的拟合效果，这一结果间接地证明嘉黎断裂与实皆断裂目前可能是不相连的，至少不是简单连通的；阿帕龙断裂和实皆断裂可能是相连的.
(4) 东构造结目前依然起着一定的作用，它与阿萨姆角共同影响着现今区域构造变形，许多断裂活动转换和重要构造事件都发生在它们之间或很近的区域.嘉黎断裂运动速率的变化、活动性质的转变和延伸的终止，阿帕龙断裂的强烈活动以及1950年察隅8.6级地震的发生等都可能与东构造结和阿萨姆角的共同作用有关.
本研究在野外实地考察、GPS现场观测以及其它地质、地球物理资料综合分析的基础上，对东构造结周边地区的主要断裂现今运动特征进行了模拟研究，但由于东构造结地区构造复杂，有些参数的选择有一定的人为因素，例如模型中断层被简化为直立，位移边界被假定为从上到下相同，模拟中未考虑地形及重力的作用，尽管采用了大型并行计算系统进行模拟分析，受资料的限制，模型还不够详细.模拟结果与块体总体运动特征、GPS位移场和主要断层运动性质等都有较好的拟合效果，但在有些断层段模拟的断层错动速率比GPS观测值小.如何进行更精确的定量化研究，如何验证嘉黎断裂、阿帕龙断裂等的延伸和活动性质，这些问题都有待于今后进一步的工作.
致谢在本研究工作过程中，西藏地震局对GPS测点建设与观测提供了大力的支持，中国地震局地质研究所楚全芝副研究员提出了有益的建议，中国地震局地球物理研究所尤惠川研究员给予了野外工作指导，在此表示感谢.
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