西藏及西南三江深断裂构造格局新认识

熊盛青，丁燕云，李占奎

1中国国土资源航空物探遥感中心，北京 100083

2国土资源部航空地球物理与遥感地质重点实验室，北京 100083

1 引言

西藏及西南三江地区地理地貌独特，断裂构造发育.经过长期地质调查研究，基本上确定了断裂的构造格局和断裂体系，其断裂构造归属为特提斯断裂体系，将构成骨架的主干断裂称之为雅鲁藏布江深断裂带、班公湖—怒江深断裂带、澜沧江深断裂带和金沙江—红河深断裂带（黄汲清等，1980），也有人将金沙江断裂带称为西金乌兰—金沙江断裂（黄汲清和陈炳蔚，1987；钱定宇，1994）或拉竹龙—金沙江断裂（熊盛青等，2001）.有关专家从板块观点出发，将这些断裂带命名为板块结合带、地壳拼接带（程裕淇等，1994）和板块缝合带（Gansser，1964；李春昱等，1982；刘增乾，1982；黄汲清和陈炳蔚，1987；肖序常等，1986；钱定宇，1994；任纪舜等，1999；潘桂棠等，2002），其中，有人认为澜沧江断裂带向西延伸到藏西北地区而被命名为龙木错—双湖—澜沧江缝合带（李才，2008）.但也有人认为，澜沧江断裂向西延伸到空喀拉地区，称之为空喀拉—澜沧江断裂带（程裕淇等，1994）.虽然对发育在西藏及西南三江地区这几条主干断裂称谓各异，但总的格局是西南三江（金沙江、澜沧江、怒江）深断裂在类乌齐地区向西转弯后呈近东西走向（图1），从而构成了呈北西—近东西向展布的弧形断裂构造格局，弧顶大致位于类乌齐、玉树地区.

然而，随着笔者在“中国陆域航磁特征与地质构造研究”项目的1∶100万编图中发现，发育在西南三江（金沙江、澜沧江、怒江）地区的深断裂带，自北北西向北延伸至西藏东部后并未西转，而是沿北西向延伸到布若错、雪莲湖等地区，是特提斯断裂系统中单独存在的一组北西向断裂系，它们与西藏近东西向深断裂没有关联，互不隶属，彼此呈相交关系.针对这一现象，笔者专门对西藏及西南三江地区重编重、磁异常图，并做系列重磁数据换算处理.依据重、磁场特征并结合地质等资料，提出西藏及西南三江地区断裂构造格架由近东西向与北西向两组深断裂相交构成.文中重点对西南三江地区深断裂西延后的重磁场特征加以探讨，这为地学界进一步研究西藏和西南三江地区构造面貌提供重要线索.

2 西藏及西南三江深断裂在重、磁场上的反映

2.1 重磁图件的编制

2.1.1 航磁图件的编制

本文航磁编图使用中国国土资源航空物探遥感中心在1995—2010年实测的航磁数据，比例尺有1／20万、1／50万和1／100万（图2）.在统一整合各测区数据时，将各区独立的直角坐标系全部转换成兰伯特等角圆锥投影系（中央经线为105°00′，双标准纬度47°、25°，原点纬度18°），然后利用各区相重叠部分磁场值之差的统计结果求出相邻测区磁场差值，选定占多数面积的磁场作为研究区的基准磁场，进行全区磁场水平调整.同时，采用三次样条内插网格化法，网格间距选择2km×2km，获得全区航磁ΔT网格数据.因西藏及西南三江地处中低纬度地区，地磁倾角为30°～55°，地磁偏角为－2°～2°30′，存在斜磁化影响，因此，必须进行化极处理.考虑地磁倾角变化较大，本次采用了全变倾角磁方向转换方法，逐点变倾角及偏角，最终编制出航磁ΔT化极等值线图（图3）.

为从多方位获取断裂的磁场信息，笔者又在化极磁场基础上做了提取浅部及深部磁异常信息.分别进行了垂向一阶导数计算、方向导数计算、向上延拓处理等，所编航磁ΔT化极垂向一阶导数图（图4）、航磁ΔT化极上延10km等值线图（图5）等充分显示出西藏及西南三江地区深断裂的构造痕迹.其相关计算方法在许多文献（余钦范和楼海，1994；黄临平和管志宁，1998；郭志宏等，2004；赵希刚等，2008；范正国等，2010；王林飞等，2011）上都有详解，在此不再赘述.

图1 西藏及西南三江地区航磁划分深断裂与前人（任纪舜，1999）划分深断裂对比图Fig.1 Comparison of deep faults in Tibet and Sanjiang area from aeromagnetic data and previous work F1－Yalu Tsangpo river fault；F2－Shiquanhe－Xainza fault；F3－Bangong Co－Nyima fault；F4－Dingqing－Nujiang fault；F5－Xuelian lake－Lancang river fault；F6－Jinsha river－Red river fault；F7－Lazhulong－Yushu fault

图2 西藏及西南三江地区航磁工作程度图Fig.2 Aeromagnetic survey degrees in Tibet and the southwest Sanjiang area

2.1.2 重力图件的编制

文中使用的重力资料是从中国地质调查局发展中心收集的1／100万布格重力数据.该重力数据经过了“五统一”改算（即统一正常场、统一基准系统、统一坐标系和高程基准、统一地改半径、统一密度值）.计算时坐标系、网格间距等的选择与航磁编图采用的相同，布格重力异常图等值线间距为5×10－5m·s－2（图6）.

从布格重力图可见，沿双湖—索县—丁青—怒江一线东北侧，在雁石坪—昌都地区发育有北西向的重力异常带和梯度带，在维西—思茅地区为北北西向重力等值线扭曲带，而西侧的西藏地区显示为近东西向的重力异常带和梯度带.重力场的这种分布特征反映出在西南三江地区发育一组北西向断裂，而在西藏地区发育着近东西向断裂.在布格重力上延10km处理后，消除了区域重力场内地壳浅部密度不均匀体引起的短波异常，突出莫霍面起伏和地壳密度横向不均一性引起的区域重力异常，仍有同样显示.

需要说明的是，在对断裂的命名上有的沿用前人给出的名称，如雅鲁藏布江深断裂（F1）、金沙江—红河深断裂（F6）（沿用黄汲清等，1980命名）和狮泉河—申扎深断裂（F2）（沿用熊盛青等，2001命名）；与前人划分存在分歧时则赋予新名称，如将原来的班公错—怒江深断裂带西藏段命名为班公错—尼玛深断裂带（F3）、沿怒江和澜沧江段与前人划分的位置相当，但向北西延伸与前人划分不同，则命名为丁青—怒江深断裂（F4）和雪莲湖—澜沧江深断裂（F5）、将被金沙江—红河断裂错断的原拉竹龙—金沙江断裂的西段命名为拉竹龙—玉树深断裂（F7）.

图4 西藏及西南三江地区深断裂在航磁ΔT化极垂向一阶导数图上的反映Fig.4 Deep faults in Tibet and the Sanjiang area reflected on the aeromagneticΔTvertical first derivative map

图5 西藏及西南三江地区深断裂在航磁ΔT化极上延10km等值线图上的反映Fig.5 Deep faults in Tibet and the Sanjiang area reflected on the aeromagneticΔTcontour map，upward continued to 10km

图6 西藏及西南三江地区深断裂在布格重力异常图上的反映Fig.6 Deep faults in Tibet and the Sanjiang area reflected on the Bouguer gravity anomaly map

2.2 重、磁异常识别断裂位置的方法和原则

航磁资料在确定基底断裂，特别是深大断裂方面是一种行之有效的方法，结合重力等资料能够寻找断裂构造的形迹.因为断裂活动必然分割地质体的连续性，或沿断裂有岩浆活动，或受断裂的切割而使盖层、基底发生垂直或水平位移，从而导致原来比较统一的地球物理场或地表地层发生变化，这种变化往往体现在重磁场上.那些特征线（串珠状异常带、异常错动线、不同重磁场界线、线性异常带、线性梯度带等）（图7）都是断裂构造的反映，以此作为划分断裂的依据.

本文划分断裂时主要以航磁ΔT等值线图为主，同时参考航磁化极上延图、航磁化极垂向一阶导数图及重力异常图.在确定断裂位置时以航磁资料为基础，并参考重力及地质资料，若诸多资料反映不一致时，其位置确定最终以航磁资料反映的为准.

2.3 西藏及西南三江地区深断裂重磁场特征及其地质意义

从图3—图6重磁场特征可见，西藏及西南三江地区分布有7条深断裂，即雅鲁藏布江深断裂（F1）、狮泉河—申扎深断裂（F2）、班公错—尼玛深断裂（F3）、丁青—怒江深断裂（F4）、雪莲湖—澜沧江深断裂（F5）、金沙江—红河深断裂（F6）和拉竹龙—玉树深断裂（F7），它们是切割深度达到下地壳及以下的深大断裂，对地壳构造的形成和发展起着重要作用.通常深断裂可以分隔发展历史和构造状况都极不相同的地壳块体，对沉积作用、褶皱作用、岩浆活动和矿产的形成与分布等都起着明显的控制作用.

（1）雅鲁藏布江深断裂（F1）

位于西藏的雅鲁藏布江流域，其走向自西向东呈北西西—东西向展布，由两条基本平行的北带和南带组成，北带构成主断裂带，沿雅鲁藏布江分布，长约1400km，南带沿昂仁一线分布，长约700km.航磁反映为不同磁场的界线或线性异常带.当磁场上延20km时，反映仍十分清楚，表明断裂下延较深.重力反映为线性梯级带.沿断裂带分布有蛇绿岩带和混杂岩带，断裂带北侧为冈底斯花岗岩带，南侧发现蓝闪石相变质带，是欧亚板块与印度板块之间的缝合线（其地质特征论述很多，在此不再详叙）.这条高磁异常带是由出露和隐伏的岩浆岩杂岩体引起的.断裂主要活动时期为中生代与新生代.

（2）狮泉河—申扎深断裂（F2）

位于雅鲁藏布江北部，自西向东沿噶尔、措勤北、申扎、边坝南一线分布，走向北西西向，长约1800km.这条断裂前人也有所认识，称之为狮泉河—纳木错深断裂（刘增乾等，1990），但通过重、磁资料划出的断裂（熊盛青等，2001）连续性更好，延伸更长.

在磁场上该断裂反映为十分清楚的近东西向延伸的强磁异常带，其西段表现为线性异常带，东段则反映为串珠状异常带.当磁场上延至5km、10km，甚至20km时仍有反映，说明它是一条规模很大的深大断裂.在重力场上反映为时断时续的重力异常分布带.

在构造上它控制着中新生代地层的分布，断裂北侧侏罗纪、白垩纪地层广泛分布，而南侧古近纪地层十分发育.岩浆岩大部分侵位于下白垩世地层，部分侵位于上古生代地层.从断裂东西两端的白垩纪超基性岩体以及西部大规模的花岗闪长岩的带状展布情况看，说明此断裂在白垩纪已产生，后期由于受冈底斯造山运动影响，新生代岩浆活动更加强烈，因此造成大量新生代花岗闪长岩的侵入.

贺日政等（2005）研究也证实，在西藏中部沿革吉南—措勤北—申扎—嘉黎一线发育一条东西向断裂，它构成了青藏高原中央巨型东西向走滑断裂，这条东西走向断裂就是狮泉河—申扎深断裂（F2）.

（3）班公错—尼玛深断裂（F3）

该断裂是前人划分的班公错—怒江断裂的西段.笔者研究认为，怒江断裂向北西延伸并未向西转弯，它是单独存在的北西西向断裂，与丁青—怒江深断裂（F4）呈相交关系，这与前人的看法是不同的.

在航磁图上，羌塘以南有一条宽度达20～30km的磁异常带，为不同磁场分界线和串珠状异常带，这就是班公错—尼玛深断裂（F3）的表现.这条断裂构成了冈底斯—念青唐古拉地块的北界，其南北两侧局部磁异常走向明显不同，断裂以南为冈底斯剧烈变化的正负磁异常带，以北为羌塘变化磁场区.该断裂从最西部边缘班公错沿南东东方向，经改则转东西方向而达索县，走向近东西向，长约1500km.

根据地质资料，沿断裂分布有大量侏罗纪超基性岩和蛇绿混杂岩以及相当发育的玄武安山岩、安山质碎屑岩.磁异常是由这些超基性岩和蛇绿岩（包括隐伏的）及中基性火山岩引起.所以，根据航磁资料结合地质资料来看，班公错—尼玛深断裂（F3）很可能是一条弧后裂谷带，沿断裂发育的一些坳陷或盆地为弧后盆地，但也只是在局部地段有过成洋的历史.

图7 航磁识别断裂位置特征示意图（a）串珠状异常带；（b）异常错动线；（c）不同磁场区界线；（d）线性异常带；（e）重力梯度带；（f）重力异常带.Fig.7 Sketch maps showing locations of faults identified by aeromagnetic data（a）Bead－like magnetic anomaly belt；（b）Offset zone of magnetic anomalies；（c）Boundary of different magnetic fields；（d）Linear anomaly zone；（e）Gravity gradient zone；（f）Gravity anomaly zone.

重力场反映为宽缓梯级带及异常带.当重、磁场上延10km后仍有反映，说明该断裂规模大，是深断裂.

据地震测深研究，断裂两侧的莫霍面被错断，南侧深73～74km，北侧深65～70km，并认为这是一条略向北倾的逆冲断层，断裂带宽约22km.它在中新生代时期强烈活动.

（4）丁青—怒江深断裂（F4）

它基本上沿怒江流域分布，进入西藏后向北西沿左贡、索县、安多北、双湖展布，继续向北西延伸而达布若错一带，总体呈北西走向，长约1700km.

图8 金沙江—红河深断裂错移拉竹龙—玉树深断裂在航磁ΔT方向导数图上的反映Fig.8 Jinsha River－Red River fault displacing Lazhulong－Yushu fault reflected on the aeromagneticΔTdirectional derivative map

在磁场上，南段（左贡以南）反映为北北西向串珠状异常带和线性梯度带，磁异常强度一般为20～75nT；中段沿左贡、索县，达安多北地区，航磁清晰地表现为北西向分布的线性磁异常带，磁异常强度一般为25～150nT.受其分割，两侧的磁异常面貌完全不同，其东北侧磁异常走向为北西向，西南侧磁异常走向为近东西向.西北段（羌塘盆地）显示为串珠状异常带.当磁场向上延拓至10km时，南段反映为宽缓的线性梯度带，中段则反映为串珠状磁异常带和不同磁场区界线，北段显示为等值线扭曲带.这说明不同地段岩浆活动强弱是有差别的，航磁反映出岩浆活动北段弱，中段和南段强.沿断裂见有基性—超基性岩和花岗岩类出露，这些岩体大多具有较强的磁性，而且与升高的磁异常吻合较好，可见，这些升高的磁异常是由沿断裂分布的已知和隐伏岩浆岩引起的，这也是断裂所在位置的有力证据.

在布格重力异常图上，南段和中段显示为北北西向重力异常带，北段反映为北西向的重力异常带和线性梯级带，并且构成了不同重力异常区的界线，重力异常在东北侧走向呈北西向，重力异常值为－530～－570×10－5m·s－2，南西侧走向为近东西向，重力异常值变化大，为－480～－560×10－5m·s－2.当重力场向上延拓至10km时，南段和中段反映为重力异常等值线的扭曲带，北段则显示为不同重力异常区分界线、重力异常等值线扭曲带和线性梯级带.

（5）雪莲湖—澜沧江深断裂（F5）

以昌都为界，南部基本上沿澜沧江流域分布，北部沿类乌齐、格拉丹东、雪莲湖一线分布，总体走向为北西向，长约1900km.

在磁场图上，南段为弧形分布的线性磁异常带，磁异常强度为75～100nT；中段虽然受其它方向断裂的穿切干扰，磁异常显得零乱，但仍反映为呈北北西向展布的串珠状和线性磁异常带，磁异常强度较小，为10～50nT；北段（类乌齐、雪莲湖一线）航磁反映为线性和串珠状磁异常带，磁异常强度为50～150nT.当磁场上延至10km时，南段和中段反映为线性梯度带，北段则反映为串珠状异常带.经与地质图（程裕淇等，2004）对比，南段虽然在断裂西侧分布有二叠纪大型花岗岩基，但其磁性弱，不会引起磁异常，磁异常是由沿断裂隐伏分布具磁性的基性、中酸性岩引起的.北段和中段沿断裂出露有侏罗纪花岗岩和二叠纪花岗闪长岩，并具有一定的磁性，它们是引起磁异常的主因.

在布格重力异常图上，澜沧江断裂南段显示为弧形重力异常高值带，中段反映为北北西向重力异常带，北段主要反映为北西向分布的重力梯度带.当重力场上延至10km时，南段和中段反映为重力异常等值线扭曲带，北段仍为北西向的重力梯度带.

（6）金沙江—红河深断裂（F6）

由两段组成，北段沿金沙江流域分布，走向呈北北西向，并止于玉树地区，南段沿红河流域分布，走向为北西向，全长约1300km.

在磁场图上，红河段反映为北西向的线性磁异常带，磁异常强度为75～200nT.金沙江段显示为北北西向串珠状和线性磁异常带，磁异常强度为50～200nT.在这里有两点需要指出，一是金沙江段磁异常带沿北北西向延伸，明显切割呈北西向展布的治多—玉树—雀儿山磁异常带，错移距离达50km（玉树地区）（图8）；二是在德钦以东发育一条北北东向磁异常带，它将北西向分布的磁异常带分割成金沙江段和红河段两部分，错移距离达60km.当磁场向上延拓至10km后，红河段反映为走向北西的线性梯度带，金沙江段则反映为走向北北西的串珠状磁异常带，而发育在德钦东部的北北东向磁异常带变得模糊了，说明这是一条走向北北东的浅层断裂，它曾经发生过北部向东北，南部向西南的剪切滑动过程，从而将金沙江—红河断裂错移成两段.

在布格重力异常图上，红河段反映为北西向的重力异常带，金沙江段反映为北北西向的重力异常带.在玉树地区，该带同样切错了治多—玉树—雀儿山北西向重力异常带.当重力场上延10km时，红河段反映为北西向线性梯级带，金沙江段反映为北北西向线性梯级带和等值线扭曲带.

（7）拉竹龙—玉树深断裂（F7）

该断裂位于西藏北部，沿拉竹龙、拜若布错、西金乌兰、玉树、甘孜、理塘一线分布.它与前人划分的拉竹龙—金沙江断裂（熊盛青等，2001）的北段位置相当，但过甘孜后转向南东延伸经理塘而结束于木里北地区，并未与金沙江断裂相连，而是在玉树被金沙江—红河深断裂（F6）切错，上下错移约50km.平面上呈舒缓波状，西段走向为近东西向，东段走向为北西—北北西向，全长约2300km.

该断裂的磁场特征明显，东段反映为线性异常带，西段反映为串珠状异常带（这是沿断裂分布的岩浆岩的反映）及不同磁场区的界线.当磁场上延10km、20km后特征仍然十分明显，说明该断裂是一条规模很大的深断裂.重力场反映为不同重力场界线.沿断裂断续分布了数十个华力西期、印支期、燕山期中酸性、中基性和超基性小岩体，带状分布明显.这表明该断裂在这些时期活动强烈，从而导致岩浆岩沿断裂入侵.大多数学者（程裕淇，1994；任纪舜等，1999）将该断裂带作为缝合带，但在区内却没有出现明显的磁异常反映，因此笔者认为当初断裂呈剪刀式裂开，东段已裂开成洋，西段仅发展到大陆边缘裂谷或陆间裂谷而已（熊盛青等，2001）.

上述重磁异常特征说明充填在断裂中的岩浆岩与围岩明显的磁性和密度差异能够成为划分断裂的重要依据，重、磁场也充分体现出西藏地区近东西走向的深断裂与西南三江地区北西走向的深断裂呈相交关系的面貌.

3 关于金沙江、澜沧江、怒江深断裂西延走向问题探讨

目前，学者们对西藏地区的深断裂呈近东西向展布这一特征已达共识，但是对西南三江深断裂的走向特征仍存在较大分歧.在此笔者根据重、磁场特征及地质等资料对金沙江、澜沧江、怒江深断裂西延走向问题加以分析和探讨.

笔者认为，西藏及西南三江地区这种断裂构造格局（图9）早在新生代之前就已成型，只是后期受到印度地盾由南向北的强烈推挤，走向稍作改变而已.从构造动力学原理分析，因受印度地盾向北推挤和同时发生的扬子地台沿着红河断裂、澜沧江断裂和怒江断裂发生了相对南向运动，使西南三江地区北西向断裂被改造成北北西向.这种南向运动，即顺时针旋转也被古地磁研究所证实（李仕虎等，2012）.另一方面，在青藏高原向北推移时，其东部在受到了四川结晶地块的阻挡而沿武都—康定断裂向北移动的同时，又受到了若尔盖结晶地块和柴达木结晶地块的阻挡，使若尔盖结晶地块以西的北西向断裂没有受到强烈的改造，仅在中部地区被改造，略呈现出向北东凸出的弧形，其结果使西南三江地区断裂构造整体上表现为北北西—北西向.而发育在西藏地区的东西向断裂仅在西部向北移动时受到塔里木结晶地块的远距离阻挡，使东西向断裂呈北西西向弯曲，故而使东西向断裂呈略向南凸出的形态.

就金沙江—红河断裂而言，前人（Gansser，1964；肖序常等，1986；黄汲清和陈炳蔚，1987；程裕淇等，1994；任纪舜等，1999；熊盛青等，2001；潘桂棠等，2002；李才，2008）认为，金沙江断裂其向南东与红河断裂相连接，向北北西在玉树地区向北西转弯后达西金乌兰、拜若布错地区，在平面上呈向北东凸出的弧形断裂带.但笔者看到，沿拜若布错、西金乌兰、玉树、雀儿山一线，尤其是西金乌兰、玉树、雀儿山一带，反映断裂构造的线性磁异常带和线性重力异常带连续性非常好.在玉树地区，呈北北西向展布的金沙江断裂仅是切断了走向北西向的磁异常带，使该异常带上、下错移了约50km，并未向西转弯，可见金沙江断裂延伸到玉树地区已经结束，它切错了北西走向的拉竹龙—玉树断裂带.

而雪莲湖—澜沧江断裂其向北西延伸后走向如何目前争议较多.李才（2008）认为澜沧江断裂向西延伸可达双湖、龙木错地区，并称之为龙木错—双湖—澜沧江断裂带，同时认为它是一条古特提斯缝合带，并依据沿断裂带两侧基底性质、古生代沉积建造和生物地理区系、蛇绿岩、高压变质带与变质作用和地球物理性质等方面的研究把它确定为冈瓦纳大陆的北界.但笔者看到，澜沧江断裂带向北西延伸直抵格拉丹东和雪莲湖地区，它根本没有穿过羌塘盆地到达双湖、龙木错地区.再者，如果作为冈瓦纳大陆与劳亚大陆的界线及板块缝合带，就应该在重、磁场上有反映.可是在羌北的戈木日地区，航磁反映为团块状磁异常特征，重力场反映为很宽的重力低值带，而不是类似于雅鲁藏布江缝合带那样，在磁场上反映为醒目的线性磁异常带，重力场反映为重力低值带，说明沿龙木错—双湖地区没有发生任何碰撞和强烈的挤压过程，更不可能是冈瓦纳大陆的北界.所以，从重、磁场特征分析，澜沧江断裂带沿北西向延伸到安多地区后没有向西转弯，前人称的龙木错—双湖—澜沧江缝合带的龙木错—双湖段可能不存在，而雪莲湖—澜沧江断裂带是客观存在的.

再看丁青—怒江深断裂，其总体呈北西向分布，重、磁异常带反映出该断裂沿北西向延伸经索县而到安多北后，并没有发生向西扭转的特征，而是继续向北西前行，穿过了羌塘盆地.与前人（黄汲清等，1980）认为怒江断裂在索县地区向西扭转与西藏地区近东西向断裂相接成一条北东凸出的弧形断裂带（即班公湖—怒江断裂带）是不同的，并且目前有诸多地质证据证明丁青—怒江深断裂构成了不同构造区的分界线：

①丁青—怒江深断裂对青藏地区地质构造发展控制作用十分显著.从地质图上可以看出，以怒江断裂北段和中段为界，即布若错—双湖—安多—索县—丁青—左贡一线西南侧，断裂、地层和岩浆岩呈近东西向展布，这说明龙木错、改则、噶尔、措勤、申扎、拉萨等地区的地质构造发展主要受近东西向构造控制，而其西北部的羌塘盆地东北部的杂多、昌都地区断裂、地层及岩浆岩主要呈北西向展布，表明这一地区地质构造发展主要受北西向断裂构造控制.

图9 青藏高原构造动力学航磁模型图1－雅鲁藏布江断裂；2－狮泉河—申扎断裂；3－班公错—尼玛断裂；4－丁青－怒江断裂；5－雪莲湖—澜沧江断裂；6－金沙江—红河断裂；7－拉竹龙—玉树断裂；8－东昆仑断裂；9－武都—康定断裂；10－阿尔金断裂；11－南定河断裂.Fig.9 A model of tectonodynamics in the Tibetan Plateau from aeromagnetic dada interpretation 1－Yalu Tsangpo river fault；2－Shiquanhe－Xainza fault；3－Bangong Co－Nyima fault；4－Dingqing－Nujiang fault；5－Xuelian lake－Lancang river fault；6－Jinsha river－Red river fault；7－Lazhulong－Yushu fault；8－Eastern Kunlun fault；9－Wudu－Kang ding fault；10－Altyn fault；11－Nanding river fault.

图10 西藏及西南三江地区1∶400万地质图反映的北西向断裂构造图（据程裕淇等，2004，简化）Fig.10 NW－striking faults on the 1∶4000000geologic map of Tibet and the Sanjiang area（after Cheng et al.2004）

②丁青—怒江深断裂对岩浆活动控制作用也很明显，其西南部岩浆活动强烈，岩浆侵入活动主要发生在白垩纪，而喷发活动主要发生在新生代；其西北部岩浆活动明显减弱，岩浆侵入活动主要发生在侏罗纪，喷发活动主要发生在二叠纪和三叠纪.

③从地层的分布来看，丁青—怒江深断裂两侧分属不同的地层区，西南部属羌南地层区，东北部属羌北和昌都地层区.其中，石炭纪和二叠纪地层的岩性也是截然不同的（西藏自治区地质矿产局，1993）.石炭系在东北部的昌都北部地区为碳酸盐岩，下部夹有少许含煤碎屑岩，厚200～2500m，产珊瑚、腕足等暖水动物，属稳定—次稳定型沉积.在西南部羌南地区的日土、改则北部仅见上统为一套含砾板岩和砂板岩互层，间夹火山岩，厚4500～5000m.富产腕足类、珊瑚及双壳类冷水动物，属次稳定—活动型沉积.二叠系多见于羌南的日土、改则北及双湖地区，其下统为一套碎屑岩与碳酸盐岩互层，夹多层枕状玄武岩，厚300～500m，化石以冷水动物群为主，上部主要为碳酸盐岩，含硅质岩及少量枕状玄武岩，厚500m.上二叠统主要为碳酸盐岩，局部发育砂岩、砂砾岩和安山岩，厚1000m，产珊瑚和腕足类，为活动型沉积.在昌都北部地区下二叠统为稳定型沉积，其下部主要为碳酸盐岩，间夹凝灰岩，厚300～500m，化石为暖水动物群，上部为碎屑岩，含有凝灰岩、安山岩，厚200m.在上二叠统为含煤碎屑岩夹碳酸盐岩，厚1300m，产华夏植物群和腕足类.

④在丁青—怒江深断裂西南的波密—古琴为北西西向的古生界沉降带，出露的地层主要为前奥陶系—下奥陶统及上古生界，很少或几乎没有中新生界.这里古生界的沉积特征及古生物群面貌与珠穆朗玛峰地区及申扎地区可以对比.但沿怒江断裂南东侧中新生代十分发育，厚度可达3000～4000m不等（陈炳蔚，1982）.虽然在昌都及其南部地区古生界出露不多，但其面貌与察隅地区同期地层有明显差别（姚冬生，1983）.

⑤ 构成前震旦纪基底的变质岩系的岩性不同.出露在双湖西部玛依岗日一带的戈木日群岩性主要为石英岩、绿泥片岩、石英云母片岩、绿泥石英片岩、石榴云母片岩、角闪云母片岩，夹炭质板岩、千枚岩及大理岩.出露于安多—聂荣以南一带的变质岩系岩性为钾长条带状混合岩、眼球状黑云二长片麻岩、条带状黑云角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、黑云石英片岩、白云石英片岩、白云斜长石英片岩、石榴二云石英片岩等（姚冬生，1983）.分布于昌都一带的吉塘群岩性为黑云斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩、黑云斜长二辉片麻岩、二辉暗色麻粒岩.这表明戈木日群和吉塘群原岩建造和后期的变质程度不同.

事实上，地质图（图10）也清楚表明，丁青—怒江断裂带、雪莲湖—澜沧江断裂带和金沙江—红河断裂带由多条断层组成，断裂带的走向和位置与重、磁场反映的基本一致.其中，丁青—怒江断裂带在八宿至索县一段，与发育在西藏地区的近东西向断层相交，并且过索县后继续向北延伸达安多以北并进入羌塘盆地，这种相交趋势在东南的察隅地区也有显示；雪莲湖—澜沧江断裂带沿澜沧江分布的北北西向断层在芒康以南连续性比较好，芒康以北断层走向呈北西向，分布已不连续，并有相互交切的特点，有的北西向断层沿格拉丹东向北西延伸到了雪莲湖一带；金沙江—红河断裂带的红河段连续性好，走向北西向，但在德钦地区，断层走向转为北北西向，且被北东向断层切错，其金沙江段向北北西延伸到玉树地区后被北西向断层阻断，并与北西向断层相交，断层的这种分布特点与重、磁场显示的情况很相似.

这组北西向断裂的存在同时也被青藏高原东部大地电磁测深所证实，在雁石坪—昌都地区的中、上地壳发育有规模较大的高导体，这些高导体埋深浅，为几至二十几千米，而其他地区埋深为20～40km（马晓冰等，2005），埋深不同说明高导体可能有流体作用参与，断裂为流体的运移提供了通道，这也说明由于断裂的方向不同而导致流体运移的深、浅是不同的.雁石坪—昌都地区北西向断裂不仅为流体的运移提供了通道，而且也控制着该区地质构造发展.

4 结论

通过对重、磁场及地质资料研究，在西藏及西南三江地区划分出7条深断裂，这些断裂对地质构造发展、岩浆活动、地层的分布、基底性质、地表断层的发育情况具有重要的控制作用.其中西南三江地区的金沙江—红河深断裂、雪莲湖—澜沧江深断裂和丁青—怒江深断裂是一组单独存在的北西向断裂，它们沿北西方向延伸到类乌齐地区后并未向西转弯，而是继续向北西延伸到了西金乌兰和玉树地区.这3条深断裂与西藏地区4条近东西向深断裂分属两个断裂系，彼此呈相交关系，相交线大致位于索县、左贡一线.这两组走向各异的深断裂共同构成了西藏及西南三江地区断裂构造格架.由此可知，西藏地区的地质构造展布主要受近东西向断裂控制，而西南三江地区地质构造发展主要受北西向断裂构造控制.这一新发现对认识西藏地区断裂构造格局具有重要的参考价值.

Chen B W.1982.Several problems in the development of geosyncline on Nujiang river，Lancang river and Jinsha river areas.／／Qinghai－Tibet Plateau Geological Thesis Collection（12）—‘Sanjiang’Tectonic Geology （in Chinese）.Beijing：Geological Society of China，165－177.

Cheng Y Q，Fan C J，Yang M G.1994.Regional geology in China（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，461－465.

Cheng Y Q，Geng S F，Xie L Z，et al.2004.China geological map on the scale of 1∶4000000and specification （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Fan Z G，Huang X Z，Xiong S Q，et al.2010.Technical requirement of magnetic materials application （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，89－92.

Gansser A.1964.The Geology of the Himalayas.London：Wiley Interscience，289.

Gong Z H，Xiong S Q，Cao J P.2004.The practical improvement and software development of total gradient amplitude inversion of aeromagnetic plane grid data.Geophysical＆GeochemicalExploration（in Chinese），28（6）：518－522.

He R Z，Gao R，Zheng H W.2005.The accurate location of large scale east west extension strike－slip faults in the central Qinghai－Tibet plateau.／／ Chinese Geophysical 21Annual Meeting Thesis（in Chinese）.Beijing：Chinese Geophysical Society，374.

Huang J Q，Chen B W.1987.The Evolution of the Tethys in China and Adjacent Regions （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Huang J Q，Ren J S，Jiang C F，et al.1980.Tectonic Units and Evolution in China（in Chinese）.Beijing：Science Press，80－98.

Huang L P，Guan Z N.1998.The determination of magnetic causative boundaries using total gradient modules of magnetic anomalies.JournalofEastChinaGeologicalInstitute（in Chinese），21（2）：143－150.

Li C.2008.A review on 20years′study of the Longmu Co－Shuanghu－Lancang river suture zone in Qinghai－Xizang（Tibet）Plateau.GeologicalReview（in Chinese），54（1）：105－119.

Li C Y，Wang Q，Liu X Y.1982.Teconic Map of Asia on the Scale of 1∶8000000and Specification （in Chinese）.Beijing：Sinomap Press.

Li S H，Huang B C，Zhu R X.2012.Paleomagnetic constraints on the tectonic rotation of the Southeastern margin of the Tibetan Plateau.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），55（1）：76－94.

Liu Z Q.1982.A Preliminary Study on the North Boundary and the Evolution of Gondwana and Tethys in Light of the New Data on Qinghai－Xizang （Tibet） Plateau.Qinghai－Tibet Plateau Geological Thesis Collection（12）－‘Sanjiang’Tectonic Geology （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，11－24.

Liu Z Q，Xu X，Pan G T.1990.Tectonics，Geological Evolution and Genetic Mechanism of Qinghai－Xizang Plateau.Beijing：Geological Publishing House.

Ma X B，Kong X R，Liu H B，et al.2005.The electrical structure of northeastern Qinghai－Tibet Plateau.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），48（3）：689－697.

Pan G T，Li X Z，Wang L Q，et al.2002.Preliminary division of tectonic units of the Qinghai－Tibet Plateau and its adjacent regions.RegionalGeologyofChina（in Chinese），21（11）：701－707.

Qian D Y.1994.The biotic group and climate of Permo－Carboniferious period in Tibet and its meaning to the northern boundary of Gondwanna land.TibetGeology（in Chinese），（1）：26－42.

Ren J S，Wang Z X，Chen B W，et al.1999.Tectonic Map of China and Its Adjacent Areas（1∶5000000）and Brief Specification（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Tibet Bureau of Geology and Mineral Resources.1993.Regional Geology Annals of Tibet（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Wang L F，Xiong S Q，He H，et al.2011.Current status and future trends of non－seismic geophysical software.Geophysical＆GeochemicalExploration（in Chinese），35（6）：837－844.

Xiao X C，Tang Y Q，Gao Y L.1986.Reexposition on plate tectonics of the Qinghai－Xizang plateau.Bulletinofthe ChineseAcademyofGeologicalSciences（in Chinese），14：1－19.

Xiong S Q，Zhou F H，Yao Z X，et al.2001.Aeromagnetic Survey in Central and Western Qinghai－Tibet Plateau （in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，123－125.

Yao D S.1983.The characteristic and historical development of arcuate structure in three river areas.／／ Qinghai－Tibet Plateau Geological Thesis Collection－‘Sanjiang’ Tectonic Geology（in Chinese）.Beijing：Geological Society of China，51－62.

Yu Q F，Lou H.1994.Location the boundary of magnetic or gravity sources using horizontal gradient anomalies.ComputingTechniques forGeophysicalandGeochemicalExploration（in Chinese），（4）：23－28.

Zhao X G，Wu H N，Bai G J，et al.2008.Magnetic and gravity data processing method and imaging techniques for faulted structure interpretation.ProgressinGeophysics（in Chinese），23（2）：414－421.

附中文参考文献

陈炳蔚.1982.昌都地区怒江、澜沧江、金沙江流域地槽发展的若干问题.／／青藏高原地质文集（12）—“三江”构造地质.北京：中国地质学会，165－177.

程裕淇，范承均，杨明桂.1994.中国区域地质概论.北京：地质出版社，461－465.

程裕淇，耿树方，谢良珍等.2004.中国地质图（1∶400万）及编图说明书.北京：地质出版社.

范正国，黄旭钊，熊盛青等.2010.磁测资料应用技术要求.北京：地质出版社，89－92.

郭志宏，熊盛青，曹建平.2004.航磁异常总梯度模反演方法的实用化改进及软件研制.物探与化探，28（6）：518－522.

贺日政，高锐，郑洪伟.2005.青藏高原中央巨型东西向走滑断裂的确切位置.／／中国地球物理第二十一届年会论文集.北京：中国地球物理学会，374.

黄汲清，陈炳蔚.1987.中国及邻区特提斯海的演化.北京：地质出版社.

黄汲清，任纪舜，姜春发等.1980.中国大地构造及演化.北京：科学出版社，80－98.

黄临平，管志宁.1998.利用磁异常总梯度模确定磁源边界位置.华东地质学院学报，21（2）：143－150.

李才.2008.青藏高原龙木错—双湖—澜沧江板块缝合带研究二十年.地质论评，54（1）：105－119.

李春昱，王荃，刘雪亚.1982.亚洲大地构造图（1∶800万）及说明书.北京：地图出版社.

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.

刘增乾.1982.从地质新资料试论冈瓦纳北界及青藏高原地区特提斯的演变.／／青藏高原地质文集（12）—“三江”构造地质.北京：地质出版社，11－24.

刘增乾，徐宪，潘桂棠等.1990.青藏高原大地构造与形成演化.北京：地质出版社.

马晓冰，孔祥儒，刘宏兵等.2005.青藏高原东北部地区地壳电性结构特征.地球物理学报，48（3）：689－697.

潘桂棠，李兴振，王立全等.2002.青藏高原及邻区大地构造单元初步划分.地质通报，21（11）：701－707.

钱定宇.1994.西藏石炭二叠纪的生物群和气候及其冈瓦纳北界含义.西藏地质，（1）：26－42.

任纪舜，王作勋，陈炳蔚等.1999.中国及邻区大地构造图（1∶500万）及简要说明.北京：地质出版社.

西藏自治区地质矿产局.1993.西藏自治区区域地质志.北京：地质出版社.

王林飞，熊盛青，何辉等.2011.非地震地球物理软件发展现状与趋势.物探与化探，35（6）：837－844.

肖序常，汤耀庆，高延林.1986.再论青藏高原的板块构造.中国地质科学院院报，第14号：1－19.

熊盛青，周伏洪，姚正煦等.2001.青藏高原中西部航磁调查.北京：地质出版社，123－125.

姚冬生.1983.三江弧形构造的特征及历史演化.／／青藏高原地质文集.北京：中国地质学会，51－62.

余钦范，楼海.1994.水平梯度法提取重磁源边界位置.物探化探计算技术，（4）：23－28.

赵希刚，吴汉宁，柏冠军等.2008.重磁异常解释断裂构造的处理方法及图示技术.地球物理学进展，23（2）：414－421.