0 引言

2010年4月14日7点49分青海省玉树藏族自治州玉树县发生M S 7.1地震。地震造成2 200余人遇难，玉树州政府所在地结古镇超过80%的房屋被毁，是汶川特大地震之后中国大陆又一次生命、财产遭受巨大损失的地震。青海玉树M S 7.1地震发生在甘孜－玉树断裂带中段的结隆与巴塘之间。甘孜－玉树断裂带历史上记载过多次7级左右的地震，历史地震和古地震遗迹明显，具有短周期的大地震重复特征(闻学泽等，2003;陈立春等，2010)。本文的研究区域位于甘孜－玉树断裂带的东南段(洛须—甘孜)(图1)，在遥感解译的基础上，通过典型地区的详细野外调查和探槽研究对该断裂段的晚第四纪活动性进行研究，其结果可为理解玉树地震的发震构造、甘孜－玉树断裂带的整体特征提供基础资料，为分析青藏高原东部地区活动地块(张培震等，2003)的晚第四纪运动学特征提供证据，同时也可为评价甘孜－玉树断裂的长期地震危险性提供基础资料。

1 区域构造背景

甘孜－玉树断裂带位于鲜水河－小江断裂系的西北段，它与该断裂系中的其他断裂(如鲜水河断裂、安宁河断裂、则木河断裂、大凉山断裂和小江断裂)一起构成了顺时针旋转的青藏高原南东地块的北边界(张培震等，2003;He et al.，2006)。甘孜－玉树断裂带由斜列状排列的一组NW向断层组合而成，西起青海治多县那王草曲塘，经当江、玉树、邓柯、玉隆，至四川甘孜县城南，全长约500km。断裂整体呈NW向展布，仅在当江附近走向为NWW，断层倾向以NE为主(仅挡拖一带倾向SW)，倾角70°～85°(李闽峰等，1995)。2010年青海玉树M S 7.1地震发生在甘孜－玉树断裂带中段的结隆与巴塘之间，说明该断裂现今仍然是活动的。

巴颜喀喇断块位于青藏断块区中部，主要受NWW向走滑断裂所控制，是走向NW的长条状块体。其北界为东昆仑断裂，南界为鲜水河断裂，甘孜－玉树断裂和玛尔盖茶卡－若拉岗日断裂均为走滑断裂，东端边界为龙门山逆冲断裂带，西端以阿尔金断裂带西南尾端张剪切断裂为界(邓起东等，2010)。羌塘断块和川滇断块的向东挤出导致了羌塘断块北边界和川滇断块东边界的大型左旋走滑断层的分布。甘孜－玉树断裂就位于巴颜喀喇断块与羌塘断块的边界，也具有典型的左旋走滑性质。甘孜－玉树断裂的走滑性质和滑动速率可以很好地反映羌塘断块和巴颜喀喇断块之间的相对运动性质和量级。对于该断裂的走滑性质，研究者的认识都是一致的，但是对于滑动速率，不同研究者使用不同方法得到的结果却有很大差异(李闽峰等，1995;周荣军等，1996;闻学泽等，2003;彭华等，2006;张培震，2008)。

甘孜－玉树断裂带是在前第四纪基岩断裂带的基础上发展起来的一条全新世强烈活动的断裂，老的基岩断裂破碎带一般宽数十m至百余m，局部地段达数百m(周荣军等，1996)。新断裂在地貌上表现为线性延伸的断层陡坎、坡中槽、水系错断等。在遥感影像上，断裂显示出清晰的线性特征，并有明显的水系错断、山脊错断、坡中槽等现象，主要以左旋走滑为主，伴有较小的垂直运动(彭华等，2006)。甘孜－玉树断裂带晚第四纪平均滑动速率为7mm/a(周荣军等，1996)，50ka以来平均滑动速率为12mm/a(闻学泽等，2003)，GPS观测的现代滑动速率也在10mm/a左右(张培震，2008)。

2 研究方法

2.1 遥感解译

活动构造学研究与地形地貌密切相关，遥感技术在活动构造研究中的应用越来越深入，并成为活动构造研究中不可或缺的重要技术方法，为活动构造研究提供了丰富的定量化数据(何宏林，2011)，并且也应用于近期很多大地震的地表破裂带研究中(付碧宏等，2008;石峰等，2010;Shi et al.，2012)。通过对卫片和航片的解译可以更好地获取构造地貌信息，进而对断裂第四纪活动性进行研究。大地震的发生往往在地表留下清晰的破裂痕迹，在人类活动比较少的地区可以较完整地保存下来。走滑断裂一般呈直线延伸，甚至在穿越起伏很大的地形后仍保持直线性，在影像上可以清晰地发现被断裂错断的线形排列的山脊、水系的位错。

本文使用的遥感影像主要是航片和中巴资源卫星影像。航片分辨率可达到1m左右，而中巴资源卫星影像的分辨率为2.36m，可以满足对构造地貌的解译要求。

2.2 河流阶地

河流阶地蕴含着丰富的第四纪构造运动和气候变化的信息，其形成受多种因素的影响，其中最重要的因素是构造运动和气候变化，单一因素或二者共同作用导致河流的侵蚀、堆积和搬运作用发生变化而形成阶地(杨晓平等，2008)。通过河流阶地及其变形研究构造活动期次和幅度是一个长期研究的课题(杨景春等，1987;杨景春，1998;Molnar，et al.，1994;张培震等，1995;杨晓平等，1995，1998，2006;李吉均等，1996;程绍平等，1998;谭利华等，1998;马保起等，1999;郑文涛等，2000;Lave et al.，2000;邢成起等，2001;Chen et al.，2002)。本文通过野外调查不同阶地上的断裂活动地貌遗迹来分析断裂的活动性。

2.3 探槽研究

槽探技术是揭露古地震事件的主要方法之一，其过程包括探槽地点的选择、布设、开挖、记录和古地震历史的恢复。基本原则是:最大限度地从地质记录中揭露和获取古地震信息，包括多次事件的期次和位移量;采集到尽可能准确的限定古地震发生时间的测年样品(邓起东等，2004)。本文通过2个典型地点的探槽开挖，对该断裂晚第四纪活动性进行研究。

3 断裂的晚第四纪活动性调查

3.1 生康乡

甘孜－玉树断裂东南段发生过7级左右地震，生康乡在地震中破坏严重(闻学泽等，2003)。通过对航空照片的解译，在生康乡附近发现明显的断错地貌(图2)。通过摄影测量和实地测量，发现该区域T5阶地的左旋位错量约在350m左右。由于其他级阶地的缺失，无法得到各级阶地的位错量。该地区历史地震的最大同震水平位移为5.3m(闻学泽等，2003)，T5阶地的左旋位错量达到350m，垂直位错量达到50m，这说明自T5阶地形成以来经历了多次的构造活动事件，同样表明该地区晚第四纪活动性非常强。

3.2 仁果乡

在航空照片上可以清楚地看到仁果乡有条笔直的线性构造(图3)。通过野外实地调查认为该线性影像为一连续的断层陡坎(图3 c)，长约3km，坎高约0.5～1.5m。在仁果乡到卡攻乡之间有段长约500m的距离内断层陡坎不明显。在仁果乡西北的卡攻乡发现一长约200m的断塞塘(图3 d)，通过航空照片解译发现该处有水系左旋断错，位错量约为100m。据仁果乡村民说在图3c位置很久(至少100a)以前有一个村子，都是耕地，后来村子消失了。探槽也揭露了该地区存在古耕作层，证明了村民言论的正确性。结合历史地震记录，该地区于1854年发生7级以上地震(闻学泽等，2003)，据推测很可能是由于此次地震导致该村的消失。

在该地区通过探槽研究也证明了这里近代发生过造成地表破裂的大地震。仁果探槽布置在仁果四村西南山前断层陡坎上(图3 b)，具体探槽剖面如图4所示。

根据断面和地层的切盖关系对形成断面的古地震事件进行界定，可以明确2次地震事件。第1次事件发生在U1沉积结束后，这次事件形成F2和F3断面，在F2断面下盘形成楔体A，在F3断面顶部的U2有扰动痕迹，底部发生波浪状起伏。事件发生时间存在2种可能，一种是地震发生时还未沉积U2，地震造成当时的地表(U1顶部)变形并改变环境，沉积黑色细粒的U2层;另一种是地震发生时U2已经开始沉积，地震后U2继续沉积，这2种情况都可以造成F2断面上覆的U2地层底面变形而顶面平整，U2测年样品位置在断层扰动处，结果为Cal 5 050～4 850 a BP。这个年龄可界定地震上限时间或近似于地震时间。第2次事件发生在U3沉积之后，F4断面错断了该层(西壁)，并挤入小砾石团块(砾石粒径和U3相似)，东壁F4断面位置不明显，上覆U3未见明显变形且下盘没有U3出露。砾石团块中测年结果为Cal 2 890～2 760a BP，东壁U3测年结果为Cal 2 730～2 470a BP，但是不能被这2个时间所限定，事件时间应该在这2个时间与U4－1时间之间，应该更接近U3时间。RGTC2探槽中U3向东尖灭，尖灭点与RGTC1探槽东壁有(7.5±0.5)m左旋位错，而前人研究结果表明1854年地震的最大同震水平位移为5.3m(闻学泽等，2003)，这个位移量至少包含第2次事件和1854年历史地震。此处探槽应该经历过3次地震事件。

3.3 错阿乡

错阿乡位于仁果乡西北约25km处(图1 c)。在中巴资源卫星影像上可以清楚地看到断错地貌(图5)。通过遥感解译和野外实地调查，发现在该处发育不对称的4级阶地(T0，T1，T2，T3，具体位置见图5 b，c)。T1，T2，T3阶地有明显的垂直位错，T3阶地有明显的水平位错。其中T1阶地的垂直位错量在1.5m左右，T2阶地的垂直位错量为2～3m，T3阶地的垂直位错量达8m左右，左旋位错量约80m。在该处还发现了上次地震的地表破裂遗迹(图5 d)，推测应为1854年地震造成的。

为了进一步研究古地震事件，我们在T2阶地上进行了探槽开挖。探槽布置在T2阶地面上(图5 b)，开挖处断层陡坎高度约2m。

错阿探槽(图6)揭示的断层面呈现出正花状构造样式，从中可以分辨出5条断层。断层SW上升盘出露基岩地层，基岩断层面近地表处略向SW倾，地震断层错动很难造成SW盘基岩的垮塌，而是在沉积地层和基岩面之间出现三角楔形空间，在地震时或地震后短时间内，断层位置的古地表土体会掉入其中，或者陡坎片流冲刷进入楔形空间中。因此，根据楔体和沉积地层切盖关系可以分辨古地震事件发生的先后序列，通过错断地层和楔体堆积时间限定古地震时间。

错阿探槽中记录了2次古地震事件，探槽剖面中，断层形成之前已经堆积的地层为U1、U2和U3。第1次事件形成F1和F2断层面，并在U2、U3与U1之间形成楔形空间，当时的地表和U3物质一起塌落填充形成楔体A，根据U3顶部和楔体A的14C年龄可以分别控制事件的下限时间为Cal 5 600～5 470a BP，上限时间为Cal 4 730～4 510a BP(图6)。这次事件之后沉积U4。第2次事件在探槽两壁的表现略有不同，东壁形成1组切错楔体A的F3断层面，且F2断面再次活动，楔体A沿F2和F4断面之间向下滑动，楔体A上覆地层U4塌落，F4和F5之间空隙中填充楔体B;西壁没有形成F3断面，F4断面切错U4，与U1之间形成U4的塌落物和楔体B。地震上限和下限时间分别由楔体 B的14C年龄Cal 3 570～3 390a BP和U4的14C年龄Cal 4 160～3 970a BP控制(图6);之后沉积形成现今地表U5，14C年龄为Cal 800～600a BP。

3.4 日阿乡

日阿乡位于错阿乡西北约30km处，通过对航空照片的解译发现该处存在明显的断错地貌(图7)。该处发育的T3阶地和T2阶地存在明显的左旋水平位错和垂直位错。在图9右下角T3/T2阶地坎的左旋位错约为80m，大于T2/T1阶地坎的左旋位错量(20m)，与东南500m两处T3阶地坎的左旋位错量相一致。T3阶地上的垂直位错超过了10m，T2阶地上的垂直位错也达8m。这说明该地区晚第四纪以来活动特别剧烈。

4 讨论

断裂滑动速率是活动构造定量研究的最重要参数之一，不仅可以直接应用于活动构造的地震危险性预测和工程场地的地震安全性评价，还可为地球动力学研究提供不可缺少的重要信息(张培震等，2008)。原理上，滑动速率可以用总位移量除以其累积时间获得，但准确地确定活动速率并不是一件容易的事，前人对甘孜－玉树断裂带滑动速率的研究从3.4～12mm/a不等(李闽峰等，1995;周荣军等，1996;闻学泽等，2003;彭华等，2006)，相差超过3倍。利用阶地位移和年龄来确定滑动速率需要对河流阶地演化模式进行分析。一种河流演化模式认为，河流的漫滩(T0)在被废弃并形成新阶地之前一直对其上的阶地陡坎发生侵蚀作用(Van Der Woerd et al.，2002)，因此阶地陡坎的位移在河漫滩被废弃形成新阶地之前是不会被保留下来的;另一种模式认为，当一条山前河流切入河漫滩使其废弃形成阶地后，断裂的走滑位移使得河流两侧的阶地陡坎都遭受错动，其中一侧的下游阶地陡坎被错入河道而遭受河流的侵蚀，另一侧的下游阶地陡坎被错离河道，受到上游右侧地质体的保护而免遭侵蚀(张培震等，2008)。对于同一条断裂，不同的研究者对各种模式的适用性也存在争议(Van Der Woerd et al.，2002;Cowgill，2007;Zhang et al.，2007)。

甘孜－玉树断裂带东南段的河流阶地演化模式普遍是第2种，但是也要根据实际情况进行甄别。例如，根据生康乡T5/T3阶地坎水平位移来计算滑动速率，由于该阶地坎位于河流右侧，受到上游右侧地质体的保护而免遭侵蚀(图8 a，b)。该阶地坎水平位移应为T5形成以来累积的，滑动速率=T5/T3阶地坎位移/T5年龄。该地区T5年龄为Cal(46 100±3 500)a BP(闻学泽等，2003)，T5/T3阶地坎位移为350m，水平滑动速率应约为(7.6±0.5)mm/a。阶地上垂直位移自阶地形成以来就开始累积，而T5上的垂直位移为50m，垂直滑动速率应约为(1.1±0.1)mm/a。根据日阿乡T3/T2阶地坎水平位移来计算滑动速率的情况则不一样，因为该阶地坎在河流左侧，该侧的下游阶地陡坎被错入河道而遭受到河流的侵蚀(图8 c，d)。假设侵蚀使水平位移完全不保留，那么只有当下一级阶地形成时，水平位移才开始累积，该阶地坎水平位移应为T2形成以来累积的。因此，水平滑动速率=T3/T2阶地坎位移/T2年龄。该地区T2年龄为Cal(7 430±570)a BP(闻学泽等，2003)，水平位错为80m，水平滑动速率应约为(10.8±0.8)mm/a。同样，根据T2年龄和T2阶地上垂直位错(8m)可以得到垂直滑动速率约为(1.1±0.1)mm/a。但是，错阿乡T3/T2阶地坎在河流右侧，却不能简单利用这种模式来分析。因为在生康乡和日阿乡河流都相对较直，两岸水动力环境条件比较相似，而在错阿乡河流呈明显的弧形(图5)。弧形河流导致对凹岸侵蚀比较严重，而在错阿乡的T3/T2阶地坎正好位于凹岸。利用“将今论古”原则分析该地区地貌可发现，在河流右侧T2/T0阶地坎几乎看不出水平位错，这是由于T1的缺少，导致河流可以对T2/T0阶地坎进行侵蚀，因此水平位错无法保留。那么T3/T2阶地坎水平位错应该是在T2形成后才开始累积保留的(图8 e，f)，因此水平滑动速率=T3/T2阶地坎位移/T2年龄。通过14C测年结果显示T2年龄为Cal 7 490～8 050 a BP，水平位错为80m，因此水平滑动速率为(10.3±0.4)mm/a。

另外，在仁果乡通过组合探槽揭露了1个标志层的水平位移和垂直位移。该标志层上覆层年龄为(970～900)a BP，该标志层水平位移为(7.5±0.5)m，垂直位移为(1±0.2)m，水平滑动速率应为(8.0±0.3)mm/a，垂直滑动速率为(1.1±0.1)mm/a。

最后，2个探槽都揭示了多次地震事件(3～4次)，表明(4～5)ka以来这里至少发生过2～3次地震事件。结合滑动速率数据分析，表明该地区晚第四纪以来尤其是全新世以来构造活动强烈。

5 结论

(1)生康的水平滑动速率为(7.6±0.5)mm/a，垂直滑动速率为(1.1±0.1)mm/a;仁果的水平滑动速率为(8.0±0.3)mm/a，垂直滑动速率为(1.1±0.1)mm/a;错阿的水平滑动速率为(10.3±0.4)mm/a;日阿的水平滑动速率为(10.8±0.8)mm/a，垂直滑动速率为(1.1±0.1)mm/a。

(2)探槽揭示该地区在全新世遭受了多次地震事件，在(4～5)ka以来至少发生过2～3次地震事件。

(3)该段晚第四纪以来尤其是全新世以来构造活动剧烈，运动方式以左旋走滑为主，兼有一定的逆冲分量。

参考文献

陈立春，王虎，冉勇康，等.2010.青海玉树M S7.1级地震地表破裂与历史大地震［J］.科学通报，55(33):1200—1205.

CHEN Li-chun，WANG Hu，RAN Yong-kang，et al.2010.The M S7.1 Yushu earthquake surface rupture and large historical earthquakes on the Garzê-Yushu Fault［J］.Chinese Science Bulletin，55(31):3504—3509.

陈运泰.2010.2010年4月14日青海玉树地震震源机制和破裂过程快报(第四版)［R］.http:∥www.csi.ac.cn/manage/html/4028861611c5c2ba0111c5c558b00001/_content/10_04/17/1271488288058.html.

CHEN Yun-tai.2010.The report of focal mechanism and rupture process of 2010.4.14 Yushu earthquake，Qinghai，China(the fourth edition)［R］.http:∥www.csi.ac.cn/manage/html/4028861611c5c2ba0111 c5c558b00001/_content/10_04/17/1271488288058.html(in Chinese).

邓起东.2007.中国活动构造图［M］.北京:地震出版社.

DENG Qi-dong.2007.Map of Active Tectonics in China［M］.Seismological Press，Beijing(in Chinese).

邓起东，陈立春，冉勇康.2004.活动构造定量研究与应用［J］.地学前缘，11(4):383—392.

DENG Qi-dong，CHEN Li-chun，RAN Yong-kang.2004.Quantitative studies and applications of active tectonics［J］.Earth Science Frontiers，11(4):383—392(in Chinese).

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［J］.地学前缘，17(5):163—178.

DENG Qi-dong，GAO Xiang，CHEN Gui-hua，et al.2010.Recent tectonic activity of Bayankala fault-block and the Kunlun-Wenchuan earthquake series of the Tibetan plateau ［J］.Earth Science Frontiers，17(5):163—178(in Chinese).

付碧宏，时丕龙，张之武.2008.四川汶川M S8.0大地震地表破裂带的遥感影像解析［J］.地质学报，82(12):1679—1687.

FU Bi-hong，SHI Pi-long，ZHANG Zhi-wu.2008.Spatial characteristics of the surface rupture produced by the M S 8.0 Wenchuan earthquake using high-resolution remote sensing imagery［J］.Acta Geologica Sinica，82(12):1679—1687(in Chinese).

何宏林.2011.活动断层填图中的航片解译问题［J］.地震地质，33(4):938—950.

HE Hong-lin.2011.Some problems of aerial photo interpretation in active fault mapping［J］.Seismology and Geology，33(4):938—950(in Chinese).doi:10.3969/j.issn.0253 －4967.2011.04.017.

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

LI Min-feng，XING Cheng-qi，CAI Chang-xing，et al.1995.Research on activity of Yushu Fault［J］.Seismology and Geology，17(3):218—224(in Chinese).

马保起，李克，吴卫民，等.1999.大青山河谷地貌特征及新构造意义［J］.地理学报，54(4):327—334.

MA Bao-qi，LI Ke，WU Wei-min，et al.1999.Features and neotectonic significance of river valley landforms in Mt.Daqingshan［J］.Acta Geographica Sinca，54(4):327—334(in Chinese).

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

PENG Hua，MA Xiu-min，Bai Jia-qi，et al.2006.Characteristics of Quaternary activities of the Ganzê－ Yushu Fault zone［J］.Journal of Geomoechanics，12(3):295—304(in Chinese).

石峰，何宏林，张英.2010.青海玉树M S 7.1级地震地表破裂带的遥感影像解译［J］.震灾防御技术，5(2):220—227.

SHI Feng，HE Hong-lin，ZHANG Ying.2010.Remote sensing interpretation of the M S 7.1 Yushu earthquake surface ruptures［J］.Technology for Earthquake Disaster Prevention，5(2):220—227(in Chinese).

闻学泽，徐锡伟，郑荣章，等.2003.甘孜－玉树断裂带平均滑动速率与近代大地震破裂［J］.中国科学(D辑)，33(增刊):199—208.

WEN Xue-ze，XU Xi-wei，ZHENG Rong-zhang，et al.2003.Average slip-rate and recent large earthquake ruptures along the Garzê－ Yushu Fault［J］.Science in China(Ser D)，46(Suppl):276—288.

邢成起，丁国瑜，卢演俦，等.2001.黄河中游河流阶地的对比及阶地形成系列中构造作用的多层次分析［J］.中国地震，17(2):187—201.

XING Cheng-qi，DING Guo-yu，LU Yan-chou，et al.2001.Comparison of river terraces in the middle reach valleys of the Yellow River and analysis on the multi-gradational features of tectonic action in the formation of terraces series［J］.Earthquake Research in China，17(2):187—201(in Chinese).

杨景春.1998.祁连山北麓河流阶地与新构造演化［J］.第四纪研究，(3):229—237.

YANG Jing-chun.1998.River terraces and neotectonic evolution on the north margin of the Qilianshan Mountains［J］.Quaternary Sciences，(3):229—237(in Chinese).

杨景春，刘光勋.1987.汾河南段河流阶地与新构造运动［A］.见:国家地震局地壳应力研究所编.地壳构造与地壳应力文集(1).北京:地震出版社.30—41.

YANG Jing-chun，LIU Guang-xun.1987.River terrace and neotectonic motion on the southern reach of the Fenhe River［A］.In:Institute of Crustal Dynamics，SSB(ed).Crustal and Crustal Stress(1).Seismological Press，Beijing.30—41(in Chinese).

杨晓平，冯希杰，戈天勇，等.2008.龙门山断裂带北段第四纪活动的地质地貌证据［J］.地震地质，30(3):644—657.

YANG Xiao-ping，FENG Xi-jie，GE Tian-yong，et al.2008.Geological and geomorphic evidence for the Quaternary activity on the northeast segment of Longmenshan Fault zone［J］.Seismology and Geology，30(3):644—657(in Chinese).

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［J］.中国科学(D辑)，38(9):1041—1056.

ZHANG Pei-zhen.2008.Current tectonic deformation，strain distribution and deep dynamic process of western Sichuan in eastern margin of Tibetan plateau［J］.Science in China(Ser D)，38(9):1041—1056(in Chinese).

张培震，邓起东，杨晓平，等.1995.天山北麓的冰水冲洪积地貌与新构造运动［A］.见:国家地震局地质研究所编.活动断裂研究(4).北京:地震出版社.63—78.

ZHANG Pei-zhen，DENG Qi-dong，YANG Xiao-ping，et al.1995.Glaciofluvial geomorphology and neotectonics along the range-front of northern Tianshan［A］.In:Institute of Geology，SSB(ed).Active Fault Research(4).Seismological Press，Beijing.63—78(in Chinese).

张培震，邓起东，张国民，等.2003.中国大陆强震活动与活动块体［J］.中国科学(D辑)，33(增刊):12—20.

ZHANG Pei-zhen，DENG Qi-dong，ZHANG Guo-min，et al.2003.Active tectonics blocks and strong earthquakes in the continent of China［J］.Science in China(Ser D)，46(Suppl):13—24.

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［J］.地震地质，30(1):44—57.

ZHANG Pei-zhen，LI Chuan-you，MAO Feng-ying.2008.Strath terrace formation and strike-slip faulting ［J］.Seismology and Geology，30(1):44—57(in Chinese).

郑文涛，杨景春，段锋军，等.2000.武威盆地晚更新世河流阶地与新构造运动［J］.地震地质，22(3):318—328.

ZHENG Wen-tao，YANG Jing-chun，DUAN Feng-jun，et al.2000.A study on the relation between deformation of river terraces and neotectonic activity in the Wuwei Basin ［J］.Seismology and Geology，22(3):318—328(in Chinese).

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［J］.中国地震，12(4):250—260.

ZHOU Rong-jun，MA Sheng-hao，CAI Chang-xing.1996.Late Quaternary active features of the Ganzi-Yushu Fault zone［J］.Earthquake Research in China，12(4):250—260(in Chinese).

Chen J，Burbank D W，Scharer K M，et al.2002.Magnetochronology of the Upper Cenozoic strata in the southwestern Chinese Tian Shan:Rate of Pleistocene folding and thrusting ［J］.Earth and Planetary Science Letters，195:113—130.

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 ［J］.Earth and Planetary Science Letters，254:239—255.

He Honglin，Ran Hongliu，Yasutak Ikada.2006.Uniform strike-slip rate along the Xianshuihe-Xiaojiang fault system and its implications for active tectonics in southeastern Tibet［J］.Acta Geologica Sinica，(2):376—386.

Lave J，Avouac J P.2000.Active folding of fluvial terraces across the Siwaliks Hill，Himalayas of central Nepal［J］.Journal of Geophysical Research，105(B3):5735—5700.

Shi F，He H L，Wei Zh Y.2012.Coseismic horizontal shortening associated with the 2008 Wenchuan earthquake along the Baishahe segment from high resolution satellite images［J］.Journal of Asian Earth Sciences.doi:10.1016/j.jseaes.2012.01.001.

USGS.2010.Magnitude 6.9 Southern Qinghai，China ［R］.http:∥earthquake.usgs.gov/earthquakes/recenteqsww/Quakes/us2010vacp.php.

Van Der Woerd J，Tapponnier P，Ryerson F J，et al.2002.Uniform postglacial slip-rate along the central 600km of the Kunlun Fault(Tibet)，from26Al，10Be，and 14C dating of riser offsets，and climatic origin of the regional morphology［J］.Geophys J Int，148:356—388.

Zhang P Z，Molnar P，Xu X.2007.Late Quaternary and present-day rates of slip along the Altyn Tagh Fault，northern margin of the Tibetan Plateau［J］.Tectonics，26:TC5010.doi:1.102 9/2006 TC002014.