王煥 李海兵 孫知明 何祥麗 劉棟梁 潘家偉 張蕾

1. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州)，廣州 511458

2. 中國地質科學院地質研究所，自然資源部深地動力學重點實驗室，北京 100037

3. 中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081

4. 應急管理部國家自然災害防治研究院，北京 100085

斷裂快速滑動而產生地震的過程中，斷裂上、下盤的巖石會因快速滑動產生剪切摩擦作用，使斷裂帶上的巖石磨碎，產生各種與地震相關的巖石，如碎裂巖、斷層角礫巖、斷層泥、假玄武玻璃等。這些巖石作為斷裂活動的載體記錄和保存了重要信息，是認識斷裂帶活動、變形行為和演化歷史的重要物質。其中假玄武玻璃，也稱假熔巖，是地震斷層帶高速滑移造成滑動面及附近巖石發(fā)生熔融并快速冷卻形成的產物，被喻為“地震化石”(Cowan, 1999)，其保存了孕震斷層帶內產生地震活動的物理條件及化學過程的重要信息，如地震滑動瞬間過程中的溫度、應力、滑移速度、流體以及所處深度的氧化-還原環(huán)境等等，是認識地震破裂機制和孕震環(huán)境的重要物質組成(Sibson, 1975; Magloughlin, 1989; Swanson, 1992; 張進江和鄭亞東, 1995; 劉建民和董樹文, 2001; Di Toroetal., 2009; Roweetal., 2012)。近幾十年來地震斷層相關的假玄武玻璃不僅受到地質學者長期的探討和研究，同時也受到包括巖石力學實驗者在內的地震物理學者的廣泛重視。假玄武玻璃通常形成于地下大于4km的地殼相對較深的部位(Lin, 2008)，甚至可見于巖石圈地幔深度(Uedaetal., 2008; Ferréetal., 2017)，經常與碎裂巖或糜棱巖伴生。目前與斷裂相關的假玄武玻璃已在世界多處不同構造環(huán)境中被報道，如碰撞造山帶(Austrheim and Boundy, 1994; Linetal., 2003)、內陸斷裂帶(Magloughlin, 1992; Wangetal., 2015, 2019)以及板塊俯沖帶內(Ikesawaetal., 2003; Roweetal., 2005)，然而這些產生假玄武玻璃的斷裂多為走滑斷裂或逆沖斷裂，目前關于正斷層中的假玄武玻璃很少被報道，因而限制和制約著我們對正斷層力學性質及地震危險性的深入認識。

本文以羌塘地塊中部SN向裂谷帶正斷層古地震活動的證據——假玄武玻璃和碎裂巖為研究對象，通過野外露頭調研，借助光學顯微鏡、掃描電鏡等對其結構構造進行詳細描述，同時應用能譜-掃描電鏡、粉末X射線衍射和微區(qū)原位X射線熒光分析法對其化學元素分布和礦物組成進行測試，認識其結構構造、變形行為、礦物組合與元素分布，探討其形成機制、斷裂帶演化及羌塘中部古地震活動歷史，對區(qū)域地震活動及斷裂帶演化過程的認識具有重要的意義。

1 構造背景

青藏高原周緣及內部發(fā)育一系列規(guī)模與性質不同的活動斷裂，這些斷裂控制了青藏高原復雜的構造格局和獨特的地貌特征(Molnar and Tapponnier, 1978; Yin, 2000；李海兵等，2021)。鮮水河-玉樹-金沙江斷裂帶以南、班公湖-怒江縫合帶以北的青藏高原腹地為羌塘地塊，其地貌上總體呈北西高、南東低的趨勢，塊體內部發(fā)育一系列SN向正斷層和共軛走滑斷裂(圖1)。這些走滑斷裂在運動學上與SN向裂谷(地塹)相連，被認為是高原內部最年輕的構造變形(Kappetal., 2008)，共同吸收并調節(jié)了高原中部晚新生世以來的南北向擠壓和東西向伸展作用(Tayloretal., 2003; Taylor and Yin, 2009)。

圖1 青藏高原中部和南部活動斷裂分布圖(據李海兵等, 2021修改)

日干配錯斷裂位于羌塘地塊南緣(圖1)，是一條長約340km、走向約NE70°的左行走滑斷裂，與北側的依布茶卡地塹、角木茶卡半地塹以及兩條小規(guī)模半地塹相連(圖2a)。依布茶卡地塹由走向NE 30°～40°、長約80km的西依布茶卡斷裂和長約40km的東依布茶卡斷裂控制，地塹(盆地)長約80km、寬5～20km，呈NNE走向。東、西依布茶卡斷裂向南與日干配錯斷裂相連，并切割了基巖與第四紀地質地貌單元。

圖2 羌塘中部依布茶卡地塹活動斷裂分布(據劉富財等, 2021修改)

羌塘地塊的地震活動強烈，塊體東部發(fā)生多次M7級以上的地震，西部主要發(fā)生M7以下的地震，沿近南北向的裂谷發(fā)生多次M7級以下的地震(李海兵等，2021)。2020年7月23日，西藏那曲市尼瑪縣發(fā)生Mw6.3地震, 震源深度10km, 震中位于33.144°N、86.8864°E (USGS)，處于依布茶卡地塹內，其震源機制解顯示為正斷型地震(Lietal., 202)。沿西依布茶卡和東依布茶卡斷裂出露有奧陶系、石炭系、二疊系、三疊系、古近系和第四系等不同時代的地層(圖2a)。依布茶卡地塹東側斷層活動頻繁，發(fā)育一系列傾向NWW的正斷裂。

2 樣品采集與分析方法

2.1 樣品采集

野外調查發(fā)現，在依布茶卡地塹東側角木日山前古近系與二疊系的接觸界線附近出露正斷層，該觀測點發(fā)育3條近平行的正斷層(圖2b)，其中F1為主斷層，F2、F3為次級斷層。 斷裂帶上盤為古近系紫紅色砂巖、泥質灰?guī)r，下盤為二疊系灰綠色凝灰質砂巖、泥巖、泥晶灰?guī)r。從南到北，3條斷層的產狀分別為F1：344°∠41°～60°，從上向下傾角變陡，F2：348°∠51°，F3：8°∠43°。其中F1斷層滑動面擦痕明顯(圖3a)，擦痕產狀測量結果顯示其平均傾伏向為321°，傾伏角為42°(劉富財等，2021)。斷裂帶發(fā)育有多種斷裂巖，包括假玄武玻璃、超碎裂巖、碎裂巖和斷層角礫巖。

圖3 依布茶卡地塹東側邊界正斷層剖面特征野外照片及采集的巖石標本

沿3條次級正斷層滑動面附近均可見到深灰-褐色假玄武玻璃，這些假玄武玻璃呈斷層脈沿斷層面分布或呈注入脈貫入滑動面附近的裂隙中(圖3b, c)，局部也可見到網絡狀分布的細脈。我們對假玄武玻璃及其圍巖進行了詳細的樣品采集，本文選取其中沿F1斷裂分布的兩塊斷裂巖標本SH16(圖3d)和SH18(圖3e)進行了詳細的研究，樣品采集位置見圖2b。在手標本中我們可以看到在假玄武玻璃斷層脈的表面覆有一薄層紅褐色鐵銹狀的物質(圖3d, e)，并且在滑動表面可以清晰地看到擦痕(圖3d)。

2.2 分析方法

我們對SH16和SH18兩塊標本均沿擦痕方向且垂直于滑動面進行切割磨制構造巖石薄片，并對SH18不同位置取樣進行粉末X射線衍射(XRD)分析。對切制的薄片借助光學顯微鏡(蔡司Axioskop40 Pol)、掃描電子顯微鏡(SEM型號：FEI Nova NanoSEM 450，工作電壓：高壓20kV，工作距離：4.9～6.8mm)進行顯微結構的分析，結合能譜儀(SEM-EDX，OXFORD X-Max 50mm2)和布魯克M4 TORNADO對薄片進行微區(qū)原位XRF元素豐度面掃描分析。薄片切制、微構造觀察以及化學元素分布測試均在自然資源部深地動力學重點實驗室完成。粉末XRD分析是在北京北達燕園微構分析測試中心有限公司應用X射線衍射儀(D/max-rA)進行的，測試環(huán)境為40kV, 100m，起始角和終止角分別為3°和70°，步寬0.02°，波長為1.5406；檢測依據SY/T 5163-2010 沉積巖中黏土礦物和常見非黏土礦物X射線衍射分析方法。

3 斷裂巖微觀特征及成分分析

3.1 顯微構造特征

從切制的巖石構造薄片來看，沿F1斷層發(fā)育的斷裂巖具有明顯分層的結構特征(圖4、圖5)。從樣品SH16來看，從上到下可劃分為5個不同的特征層(圖4a)：層①滑動面最上部為紅褐色富鐵層，厚度小于1mm，在該樣品中呈不連續(xù)分布，僅在左側有部分保留；層②位于樣品頂部靠右位置，厚度不均一，薄片中最厚處約3mm，可見暗色巖石碎屑和少量亮色的石英碎屑無定向的散布在淺色硅質基質中，為基質支撐結構；層③見于樣品左側靠近頂部，2～3mm厚，該層特征為破碎的暗色巖石裂隙中充填有淺色基質，呈碎屑支撐結構；層④厚度2～4mm,較為均質的暗色基質中含少量淺色長英質巖石碎屑；層⑤具有碎裂結構，左側結構較均一，右側可見多個粒徑較大的石英碎粒。在單偏光顯微鏡下我們可以看到層②中暗色碎塊大小不一，從幾十微米到大于一毫米，呈棱角狀、無定向的雜亂排列，散布于亮色的基質之中(圖4b, c)，且該層與下部假玄武玻璃薄層④之間界限分明。假玄武玻璃層在單偏光鏡下呈棕褐色，厚度約3～4mm，富細粒基質(～80%)，含次圓狀的礦物或巖石碎屑(～20%)，碎屑顆粒相對較小，可見少數大于500μm的巖石碎屑，在假玄武玻璃中間分布較多，邊緣較少。棕褐色基質中可見4條裂隙，沿裂隙有流體作用形成的暗色浸染邊(圖4b)。棕褐色假玄武玻璃層與下部灰黑色碎裂巖層之間也呈現明顯的突變邊界(圖4b, d)。碎裂巖層具有碎裂結構，巖石已破碎為碎粉、碎粒，大小不一的巖石碎屑無定向排列，被細粒基質包圍，基質含量約30%。

圖4 斷裂巖顯微結構特征(樣品SH16)

圖5 斷裂巖顯微構造(樣品SH18)

在SH18薄片中也可以看到明顯的斷裂巖分層結構特征，樣品最頂部為薄層深色假玄武玻璃，向下分別為超碎裂巖、碎裂巖和初碎裂巖，且各分層之間具有清晰的界限(圖5)。從局部放大照片中，可以看見在最靠近滑動面的位置有～1mm厚的黃褐色薄層假玄武玻璃，與下部超碎裂巖呈突變的接觸關系(圖5b)。更細節(jié)的照片顯示，在黃褐色薄層假玄武玻璃之上還發(fā)育一層～100μm厚的黑色假玄武玻璃，其上覆有一層紅褐色的富鐵物質層，黑色和黃褐色假玄武玻璃中均顯示有不同大小的碎屑散布于細?；|中(圖5c)。超碎裂巖中次棱角狀的碎塊大小不一、無定向排列地分布于細粒基質中(圖5b, d, e)，并且在遠離滑動面的方向，碎屑粒度由小變大。在超碎裂巖和碎裂巖中，均有黑色和淺黃褐色的巖石碎屑，并在超碎裂巖中可見粒徑大小不一的黑色碎屑被包裹在淺黃褐色碎屑之中(圖5f, g)。相較于超碎裂巖，碎裂巖中碎屑粒徑更大、含量更高(圖5h)。初碎裂巖基本保留原巖結構特征，亮色脈體發(fā)育，局部發(fā)育有磨碎的細?；|，基質含量15%左右?？傮w來看，從上部黑色、黃褐色假玄武玻璃，到超碎裂巖、碎裂巖、初碎裂巖，其中碎屑顆粒的粒度和不均一性逐漸增大，碎屑磨圓度和基質含量逐漸減小。

我們對SH16的假玄武玻璃層在掃描電鏡下進行了詳細的結構觀測，結果顯示在假玄武玻璃中發(fā)育有大量的微晶(圖6)，這些微晶比較集中的出現在假玄武玻璃層中的不同位置：(1)在假玄武玻璃最上部與富鐵物質接觸的地方，可以看到多個長柱狀的微晶與石英熔蝕殘留碎粒無定向地分布于淺色富鐵的基質中(圖6a, b)，淺色基質中可見流體作用的環(huán)邊結構，石英碎粒多呈次圓狀少數具棱角狀，且在圖6a右下可見兩塊較大的石英殘粒與周圍細小的碎裂聚集呈橢圓狀；(2)成束的微晶聚集體密集分布于假玄武玻璃層中富鐵的基質中(圖6c)；(3)在假玄武玻璃層的微裂隙中充填有不同的礦物碎粒和新生的長柱狀微晶，在微晶和碎粒周邊包圍有一層細小的毛刺狀的富鐵微粒(圖6d)。此外，我們在假玄武玻璃層中還觀察到有石英碎粒的港灣狀熔蝕邊(圖6e)和蜂窩狀氣孔構造(圖6f)。

圖6 掃描電鏡下假玄武玻璃微觀構造特征

3.2 礦物組成特征

在對SH18手標本沿擦痕且垂直于滑動面方向進行切開后，在剖面上可見斷裂巖具有不同的分層特征，從滑動面向下，大致可分為5層(圖7a)，簡單描述如下：①主滑動面位置，為標本最上部約2～3mm厚的薄層深色物質，該層取樣標編號為SH18-1；②緊鄰主滑動面下部的深灰色-褐色層，巖石較致密均一，其中分布有次棱角狀-次圓形的更深色的巖石碎屑，靠近上部碎屑較密集且粒度小(<2～3mm)，下部碎屑顆粒較大且稀疏，偶見直徑近1cm的石英碎粒。在該層上部和下部分別取樣SH18-2和SH18-3；③該層為暗紫紅褐色，其中含較多粒度較大的淺黃色次棱角狀巖石碎屑和深灰色次圓形的巖石碎屑，碎屑無定向排列。該層取樣SH18-4；④該層為深灰色和紅褐色碎屑分布于黃褐色細粒基質之中，孔隙發(fā)育，取樣SH18-5; ⑤最下部暗紫紅色致密層，取樣SH18-6。

圖7 斷裂巖中各構造微層礦物組分分析(樣品SH18)

XRD譜圖分析結果顯示(圖7b)，各分層物質的礦物組成基本一致，僅在含量上稍有區(qū)別(表1)。其主要礦物成分為石英(52%～72%)和云母(11%～16%)，其他礦物包括高嶺石(4%～6%)、斜長石(2%～3%)、微斜長石(3%～4%)、鐵白云石(1%～7%)、黃鐵礦(1%～5%)、菱鐵礦(2%～16%)。其中SH18-1石英(72%)含量最高、鐵白云石(1%)含量最低，SH18-2、SH18-3、SH18-4中菱鐵礦含量較高，分別為12%、16%、12%。

表1 手標本SH18中斷裂巖礦物成分

3.3 化學元素分布特征

我們選取SH16薄片中包含假玄武玻璃與下部碎裂巖的區(qū)域進行了微區(qū)原位XRF元素豐度面掃描。從掃描結果來看，碎裂巖與上部假玄武玻璃層化學元素豐度分布具有明顯的變化(圖8)。總體而言，假玄武玻璃中Si的豐度相對碎裂巖中要高(圖8a, b)，而Al、K、Fe、Ba、Ti等元素在碎裂巖中豐度相對較高(圖8c-g)，呈彌散狀分布，其中Al和K、Ba與Ti之間具有較好的相關性。在頂部滑動面位置和假玄武玻璃層的裂隙中，可以看到Fe具有較明顯的富集趨勢(圖8e)。

圖8 微區(qū)XRF面掃描結果顯示斷裂巖中元素分布圖

在掃描電鏡下，我們應用能譜分析對假玄武玻璃頂部微晶發(fā)育的局部區(qū)域進行了元素面掃描(圖9a)。掃描結果顯示，假玄武玻璃為富Si基質(圖9b)，頂部亮色物質為富Fe基質(圖9c)，中間為以石英為主的碎粒和新生的富Al微晶(圖9d)，K、Na分布均不明顯(圖9e, f)。

圖9 假玄武玻璃中元素強度分布圖

4 討論

4.1 蝕變的假玄武玻璃

假玄武玻璃可以形成于大地震、滑坡及隕石撞擊等環(huán)境下(Ferréetal., 2005)，通常以斷層脈、注入脈和網狀脈等形式產出，具有多種顏色和習性，如具有暗色隱晶質基質、冷凝邊結構和突變的侵入邊界等。斷層相關的假玄武玻璃通常被認為是地震過程中斷層高速摩擦的證據(Sibson, 1975; Lin, 1994; McNulty, 1995; Linetal., 2003)。其成因機制目前主要有兩種: 一種是摩擦熔融機制(McKenzie and Brune, 1972)；另一種是強烈的碾磨作用(Wenk, 1978)。熔融成因的假玄武玻璃通常可見一些氣孔杏仁構造、熔融流動構造、硫化氣泡以及具有港灣狀熔蝕邊的碎屑顆粒等特殊的結構構造(Maddocketal., 1987; Lin, 1994; Camachoetal., 1995)；而碾磨成因的假玄武玻璃中是沒有上述這些特征的，雖然摩擦實驗證實非晶質物質也可以在碾磨作用下產生(Di Toro and Pennacchioni, 2004; Hironoetal., 2014)。

從野外宏觀產狀來看，東依布茶卡斷裂中的假玄武玻璃有其特征習性，如具有斷層脈、注入脈和網狀脈等產狀，并且與下部超碎裂巖之間具有突變的邊界；顯微鏡和掃描電鏡下微構造顯示，其具有明顯分層結構(圖4、圖5)，且可見微晶、港灣狀熔蝕邊、蜂窩狀氣孔構造(圖6)等熔融成因的特征。從XRD譜圖來看，東依布茶卡斷裂中的假玄武玻璃(SH18-1)，其礦物峰值與超碎裂巖、碎裂巖峰值類似，在2θ低角度20°～40°區(qū)域沒有出現明顯的玻璃質的寬峰帶(圖7b)，但其曲線較其他而言波峰會稍少一些。假玄武玻璃中這些峰值可能代表了其蝕變或者脫?；漠a物。因為假玄武玻璃中的玻璃質成分在地質環(huán)境中很容易發(fā)生蝕變或重結晶。最近的實驗模擬研究表明，假玄武玻璃中的微觀結構在熱液存在的條件下，只能保存幾天到幾個月的時間(Fondriestetal., 2020)。因此，綜合來看，我們認為東依布茶卡斷裂中的假玄武玻璃為斷層滑動摩擦熔融形成的，并且在長期的地質歷史中已發(fā)生了蝕變，同時表明該區(qū)域正斷層具有中、大地震成核的條件。

從XRF掃描結果來看，假玄武玻璃層中Si的含量高于下部碎裂巖中的含量，這可能是因為其他礦物熔點低(云母650℃)，石英礦物熔點高(1730℃, Spray, 2010)，在高溫熔融過程中石英得以殘留下來，其他礦物則形成玻璃質基質，后期因玻璃質基質蝕變及富Si流體作用，形成石英和云母、高嶺石等層狀硅酸鹽礦物。因為其上覆蓋的褐紅色薄層鐵銹層為后期暴露淺表氧化而形成。

4.2 正斷層中假玄武玻璃的形成機制

目前國際上關于假玄武玻璃的報導很多，如在中國新疆富蘊斷裂(Lin, 1994)、四川龍門山斷裂帶(Wangetal., 2015, 2019)，在美國加州南部Santa Rosa糜棱巖剪切帶(Ferréetal., 2005)、意大利阿達梅洛Gole Larghe斷裂帶(Di Toroetal., 2005)、新西蘭Alpine斷裂帶(Warr and Van der Pluijm, 2005)等等，而這些斷裂帶多為逆沖或走滑性質的斷裂帶，而正斷層中發(fā)育假玄武玻璃目前還鮮有報導。斷層滑動遵循庫倫莫爾準則，τ=C+μ·(σn-Pf)，其中τ、σn、Pf、μ、C分別代表剪應力、正應力、斷裂帶孔隙流體壓力、摩擦系數和內聚力。在斷層滑動產生摩擦熔融形成假玄武玻璃的過程中，除滑動速率外，有效正應力(σn-Pf)起到最主要的作用。走滑或逆沖斷裂滑動過程的有效正應力包含有構造應力施加的分量，而正斷層的有效正應力主要來自于上覆巖層的靜巖壓力的法向應力(σn=σv·cosδ)減去斷裂帶孔隙流體壓力(Pf)(圖10a)，同時考慮深部斷裂面產狀較陡，這也就是說同等條件下正斷層中產生假玄武玻璃的深度要比逆沖或走滑斷層的深度更深(圖10b)。從不同巖性巖石的摩擦實驗來看，在有效正應力15.5～20MPa、地震滑動速率(～1ms-1)下可形成假玄武玻璃，摩擦系數0.2～0.4(Di Toroetal., 2011)。如果考慮羌塘地塊巖石圈上地殼平均密度(2825～2839kg·m-3，據遲效國等，2006)和斷裂帶孔隙流體壓力(Pf)，并根據東依布茶卡斷裂在地表最大傾角～60°，其深部的斷裂面傾角至少～60°，推算在地下～10km深度可以形成相似應力環(huán)境，也就是說該斷層假玄武玻璃產生的深度可能為地下～10km。

圖10 正斷層有效正應力計算及巖石圈強度示意圖

從SH16假玄武玻璃上部角礫層，我們可以看到，其中的角礫與下部假玄武玻璃成分類似，而中間充填的亮色基質成分主要為SiO2(圖4、圖8)。背散射圖像顯示角礫層中亮色基質為非常細小的石英微粒(圖11a, b)，而假玄武玻璃中的石英則呈熔結黏連成片的結構(圖11c, d)，我們認為角礫間的石英微?；|為后期流體作用沉淀生成的，而假玄武玻璃層中的石英顆粒被熔結黏連則可能為高溫熔融作用下形成的結構。假玄武玻璃呈角礫狀碎塊出現于角礫巖層中(圖4、圖5)，說明假玄武玻璃的形成早于角礫巖層的形成，也就是說假玄武玻璃的形成深度不會淺于上部角礫巖的形成深度，這是至少兩次地震事件的產物。

圖11 假玄武玻璃基質與上部角礫巖中膠結物的構造特征

4.3 構造意義

地震斷裂相關的變形機制通常形成在低溫、低圍壓、應變速率很快的狀態(tài)，在地殼淺部(15km以上)的斷層剪切作用即以脆性變形為主。一般破壞性大地震的發(fā)震帶多位于上、中部地殼內(約15km深度內)(Sibson, 1986; Scholz, 1988)。依據Swanson(1992)提出的斷裂帶巖石分布模型來看，碎裂巖通常形成于100～300℃的溫度范圍內，6～15km的深度，位于脆韌性轉換帶之上。東依布茶卡斷裂中的假玄武玻璃形成于脆性變形的碎裂巖中，之后的構造運動使得假玄武玻璃部分破碎形成角礫狀碎塊，被后期的富Si流體膠結形成角礫巖(圖4)，并且在碎裂巖中可見大量早期假玄武玻璃的碎塊(圖5)，這些證據表明沿該斷裂發(fā)生過多次古地震。

青藏高原中部羌塘地塊具有EW向伸展作用，其中發(fā)育有拉張環(huán)境下具彌散變形的SN向裂谷系正斷層(李海兵等，2021)。如按照這些正斷層的初始活動時限為13.5Ma(Blisniuketal., 2001)，假玄武玻璃的形成深度為10km計算，這些斷裂巖從地下深部折返的速率約為0.74mm/yr。長期正斷作用的地震活動，使得形成于地下深部的斷裂巖在拉張環(huán)境中折返出露于淺表，并且在羌塘地塊內部的彌散型變形以地震形式所表現。考慮到斷裂傾角～60°，其所反映單個地塹的伸展速率約為0.43mm/yr。本研究成果對認識活動正斷層的力學、地震潛力及區(qū)域地震危險性評估具有重要的指導意義。

5 結論

假玄武玻璃作為古地震化石其結構組分保留了斷裂活動的重要信息。本文以羌塘中部依布茶卡地塹正斷層中發(fā)育的假玄武玻璃和碎裂巖為研究對象，通過偏光顯微鏡、掃描電鏡，XRD以及微區(qū)原位XRF分析等多種手段，對其顯微構造、礦物成分和元素分布進行分析研究，獲得以下幾點認識：

(1)首次在羌塘地塊內部依布茶卡地塹東邊界斷裂帶中發(fā)現假玄武玻璃。東依布茶卡斷裂帶中發(fā)育的假玄武玻璃呈斷層脈、注入脈和網狀脈的形式產出，脈體厚度從幾毫米到 一厘米不等。這些出露于地表的假玄武玻璃經過長期地質演化，已發(fā)生了蝕變，但從局部保留的微晶、石英港灣狀熔蝕邊、蜂窩狀氣孔構造等，我們可以判斷這些假玄武玻璃是地震斷層快速滑動摩擦熔融的產物。

(2)正斷層中假玄武玻璃產生于斷裂帶內較深的位置，本研究中的斷裂巖具有多期地震活動的記錄，如假玄武玻璃作為碎屑出現在碎裂巖和角礫巖中，后期的碎裂巖中包含早期形成的碎裂巖的角礫等，表明在該斷裂帶內大地震事件是多次重復發(fā)生的。

(3)羌塘地塊內部的地塹形成和活動以地震形式表現，是彌散型變形的特征。東依布茶卡斷裂帶深部斷裂巖折返速率約為0.74mm/yr，考慮到斷裂傾角～60°，所反映單個地塹的伸展速率約為0.43mm/yr。

致謝感謝中國地質大學(北京)劉俊來教授和北京大學張波副教授以及本刊編輯對本文提出的寶貴修改意見，使得本文更加完善。中國地質科學院地質研究所鄭勇和盧海建副研究員、地質力學研究所葉小舟在野外勘察及樣品采集中提供了許多幫助；地質研究所司家亮副研究員幫助開展微區(qū)原位XRF分析；魏金川和施彬博士分別在薄片制備和掃描電鏡觀測分析中提供了許多幫助；在此一并表示衷心感謝！