引用本文
闫兵, 贾东. 沿走滑活动断层的基岩河道系统位错——以青藏高原东部为例[J]. 地震地质, 2017,39(6): 1127-1142.
YAN Bing, JIA Dong. SYSTEMATIC OFFSET OF BEDROCK CHANNELS ALONG ACTIVE STRIKE-SLIP FAULTS ON THE EASTERN TIBETAN PLATEAU[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(6): 1127-1142.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.06.003
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沿走滑活动断层的基岩河道系统位错——以青藏高原东部为例
闫兵, 贾东*
南京大学, 地球科学与工程学院, 南京 210023
*通讯作者: 贾东, 男, 教授, E-mail: djia@nju.edu.cn。

〔作者简介〕 闫兵, 男, 1987年生, 2015年于日本静冈大学获得理学博士学位, 现主要从事活动构造与构造地貌方向的研究, 电话025-89680700, E-mail: byan@nju.edu.cn。

收稿日期: 2017-08-30
基金项目: 国家科技重大专项(2016ZX05003-001)、 国家“十三·五”重大专项(2017ZX05008-001)与中国博士后科学基金(2016M591817)共同资助
摘要

河流位错是沿走滑活动断层的重要构造地貌之一。然而, 由于河流复杂的自然形态、 沿走滑断层容易发生河流袭夺等因素, 使得利用河流形态来判断走滑断层的滑动方向、 位错量等存在一定的困难。文中系统介绍了利用基岩河道系统位错对沿走滑断层的河流位错地貌进行分析的方法。系统水系位错是构造过程和地表过程沿走滑活动断层相互作用的结果, 是穿过走滑活动断层的河流累积位错量的同时在溯源侵蚀作用下向上游方向增长的现象。对青藏高原东部甘孜-玉树、 鲜水河、 昆仑东段3条走滑断裂带的河流位错地貌进行的解译、 测量和统计表明, 沿3条断裂带都发育系统水系位错, 河流从源头到断层的上游长度( L)越长, 其累积的位错量( D)越大, 两者之间存在线性相关关系 D=a· L。 为研究青藏高原东部构造地貌演化过程中走滑断裂带的作用提供了重要依据。

关键词: 青藏高原东部; 走滑活动断层; 系统水系位错; 溯源侵蚀; 地貌演化
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2017)06-1127-16
SYSTEMATIC OFFSET OF BEDROCK CHANNELS ALONG ACTIVE STRIKE-SLIP FAULTS ON THE EASTERN TIBETAN PLATEAU
YAN Bing, JIA Dong
School of Earth Sciences and Engineering, Nanjing University, Nanjing, China 210023
Abstract

Offset river is one of the characteristic landforms along active strike-slip fault. Whereas because of various factors such as natural meander, river capture, etc, difficulties exist while interpreting slip motion and offset amount using landforms of offset rivers. In this study, we introduced the systematic offset of bedrock channels as a method to analyze offset rivers along strike-slip fault. Systematic offset of bedrock channels is the result of coupling between tectonic process and surface process. It also describes the phenomenon of synchronous accumulation both of the offset amount and the upstream length because of head-ward erosion. Based on the interpretation, measuring and statistics of the offset river landforms, it is found that systematic offset of bedrock channels have developed along the Ganzi-Yushu, Xianshuihe and eastern Kunlun fault zones on the eastern Tibetan plateau. There is a linear relationship between the upstream length( L), measured from the headwater to the fault, and the offset amount( D): D=a· L. This study provides useful implications to the role of strike-slip faults during the geomorphic evolution of the eastern Tibetan plateau.

Keyword: eastern Tibetan plateau; active strike-slip fault; systematic offset; headward erosion; geomorphic evolution
0 引言

地貌是内力地质作用和外力地质作用共同塑造的结果, 地貌分析是研究构造演化过程及其特征的重要手段(Seeber et al., 1983; Merritts et al., 1989; Lavé et al., 2000; Clark et al., 2005)。作为自然界的主要线性地貌之一, 河流具有很好的定量化特征。 例如在平面上, 河流可以提取为河网, 然后可以测量河流的长度、 流域面积, 按照Strahler法、 Shreve法等分级方法对河网进行分级(Strahler, 1957); 而在剖面上, 可以提取河流的纵剖面, 然后分析河流的斜度、 尼克点等信息(Hack, 1973)。河流纵剖面的定量分析研究应用较为深入和广泛, Kirby等(2001)通过详细研究尼泊尔前缘逆冲断带的河流纵剖面发现, 构造抬升速率的大小能够影响河流的陡峭系数和凹曲度, 并基于这一认识, 通过分析龙门山褶皱冲断带的河流纵剖面得到了龙门山脉不同分段的抬升速率(Kirby et al., 2003)。河流纵剖面特征甚至可以用来分析大陆级别的构造抬升过程, 如Roberts 等(2012)利用河流纵剖面分析了北美洲Colorado高原80Ma以来的抬升过程。在平面上, 对水系的定量研究主要集中在利用河流阶地的位错及年龄分析计算走滑断层的滑动速率(Lin et al., 2006; Cowgill, 2007); 近年来, 有不少研究基于高精度卫星影像、 LiDAR数据、 摄影测量立体影像等先进手段, 通过精确测量全新世冲沟的位错量来研究走滑断层的地震复发特征(Klinger et al., 2011; 刘静等, 2013; Ren et al., 2016)。系统水系位错的概念最早由Russell(1926)提出, 但缺乏后续深入研究。本文对前人在系统水系位错方面的研究及其理论基础进行了综述。

利用定量地貌学的研究方法能够很好地揭示青藏高原的构造演化特征(Fielding et al., 1994; 刘静等, 2006)。青藏高原东部和东南部的深切河谷是认识青藏高原构造抬升的重要地貌依据(Kirby et al., 2003; Clark et al., 2005; Ansberque et al., 2015)。然而, 很少有研究讨论走滑断裂带在青藏高原地貌演化过程中的作用。在青藏高原东部, 河流位错是甘孜-玉树、 鲜水河、 昆仑东段等大型走滑断裂带的典型构造地貌之一(Lasserre et al., 2005; Yan et al., 2015)。从空间上看, 甘孜-玉树-鲜水河断裂带和昆仑断裂带东段分别分布在黄河和长江的上游流域。在这两大流域的河网和流域范围演化过程中, 溯源侵蚀和河流袭夺等地表过程起到了重要的作用(Clark et al., 2004)。系统水系位错是走滑断层位错量累积和河流溯源生长耦合作用的结果, 充分认识青藏高原东部的系统水系位错, 对了解青藏高原东部的地貌演化过程具有重要意义。

1 系统水系位错概述

Russell(1926)在调查美国San Francisco Bay东侧Hayward断层的水系位错时发现, 河流的规模越大, 累积的位错量越大。Matsuda(1966)等研究者统计了日本境内多条走滑活动断层的位错量和河流上游长度后发现, 河流上游长度和位错量之间呈正相关关系, 这里河流的上游长度是指河流从源头到断层处的三维长度。Matsuda(1975)提出河流位错量(D)和上游长度(L)之间存在线性关系:

D≈a·L1

式(1)中, a是无量纲的常数。Gaudemer 等(1989)通过统计California地区多条走滑断层的水系位错也得出了相同的结论。Matsuda(1975)还发现, 断层的常数a和走滑速率s呈正相关, 并统计得出日本地区走滑活动断层的常数a和走滑速率s的经验关系:{s}mm/a≈ 10· {a}mm/a。之后陆续有研究者利用系统水系位错的概念在日本、 青藏高原等地区开展了针对走滑断层活动性的研究工作(Maruyama et al., 2000, 2002; Yan et al., 2015)。

Gaudemer等(1989)提出, 河流上游长度随时间而增长这一构造地貌现象可以用公式表示为

L=f(t)(2)

式(2)中, f是时间t的函数, 该函数包含了如气候、 岩石学、 区域地形变化等多种因素。在岩石学特征比较均一, 气候和侵蚀基准面在1段地质历史期内没有明显变化的情况下, 河流的溯源生长可以简化为L和t之间的线性关系(Gaudemer et al., 1989):

L=h·t3

式(3)中, h代表了河流溯源加长的平均速率, 单位为mm/a。对1段地质时期内滑动速率随时间没有明显变化的走滑活动断层, 河流的位错量可以表示为走滑速率s和时间t的函数:

D=s·t4

综合式(1)、 (3)和(4)可以得到:

D/L=s/h=a5

对同一条断层, 在走滑速率s和溯源侵蚀速率h不变的情况下, a值为常量。这就是统计同一断层的D和L可以得到线性关系的原因(图1)。

图 1 解释河流随时间同时累积位错量和上游长度的模式图(a)与展示河流位错量(D)、 河流上游长度(L)、走滑速率(s)、 溯源侵蚀速率(h)和时间(t)之间关系的简图(b)(修改自Maruyama, 2002)Fig. 1 a Schematic models explaining accumulation of deflection of stream channels along the fault and length of upstream channels. b Schematic diagram showing the relationship among fault displacements(D), upstream channel length(L), horizontal slip rate(s), head-ward erosion rate(h)and time(t)(modified from Maruyama, 2002).

2 青藏高原东部系统水系位错解译和测量统计

我们对青藏高原东部的甘孜-玉树、 鲜水河和昆仑3条主要活动走滑断裂带的水系位错进行了解译分析。首先, 利用15m分辨率的Landsat ETM+、 1~15m分辨率的Google Earth影像对这3条断裂带的详细分布进行解译, 并从影像上手工提取了所有穿过断层的河流和冲沟(图2, 3)。然后, 通过综合分析典型构造地貌来判断由断层滑动造成的河流拐弯(图4— 8)。断层滑动造成的河流位错通常伴随河流阶地和洪积扇错断(图4, 5)、 断层坎(图6, 7, 8)、 断层湖(图5, 7)等地貌。通过Google Earth提供的三维视图, 以及利用卫星影像和数字高程数据制作获得的三维透视图还发现, 河流位错还伴随着山脊错断形成的鞍部(图4, 5)、 河道废弃形成的风口(图5)等地貌。最终, 从穿过甘孜-玉树断裂带、 鲜水河断裂带、 昆仑断裂带东段数百条河流中分别解译了40、 55、 27条被错断的河流并进行了编号(图2, 3)。

图 2 青藏高原主要活动构造分布图及研究区位置示意图(a)与穿过甘孜-玉树、 鲜水河(b)以及昆仑东段(c)3条断裂带的河流分布图
亮青色河流为测量河流位错量和上游长度的河流, 其编号与表1中的河流编号对应; 灰度地形图利用SRTM 90m数据生成; ATFZ 阿尔金断裂带, HFZ 海原断裂带, KFZ 昆仑断裂带, XXFS 鲜水河-小江断裂系, LSTB 龙门山褶皱冲断带, RRFZ 红河断裂带Fig. 2 (a)Index map showing the tectonic setting of study area.(b)and(c)Rivers and stream channels across the Ganzi-Yushu, Xianshuihe and eastern Kunlun fault zones. Rivers in bright cyan color are the rivers measured for offset amount and upstream channel length. See detail data in Table 1 for the numbers. Gray-shaded relief maps are generated from SRTM 90m data.

图 3 沿甘孜-玉树(a)与鲜水河(b)断裂带发育的典型河流地貌
位置见图2; 灰度地形图利用SRTM 90m数据生成Fig. 3 Characteristic drainage patterns along the Ganzi-Yushu(a)and Xianshuihe(b)fault zones.

图 4 沿甘孜-玉树断裂带的典型河流位错地貌卫星影像及解译图(一)
a 沿甘孜-玉树断裂带河流位错地貌的Landsat ETM+影像(位置见图3a); b, c 分别是G22河流被袭夺产生废弃河道的Google Earth高精度卫星影像及其地貌解译图; d 移除2, 000m左行位错量之后的河流地貌重建图(等高线利用90m分辨率的SRTM高程数据制作), 可以看到被位错的河流上, 下游对应较好Fig. 4 Landsat ETM+ Mosaics showing typical topography of offset stream channels along the Ganzi-Yushu fault zone and its interpretation(1).

图 5 沿甘孜-玉树断裂带的典型河流位错地貌卫星影像及解译图(二)
a, b 分别是沿甘孜-玉树断裂带河流位错地貌的Landsat ETM+影像(位置见图3a)及其等高线地形图(等高线利用90m分辨率的SRTM高程数据制作); c, d 是利用Landsat ETM+影像及SRTM数据制作的三维透视图Fig. 5 Landsat ETM+ Mosaics showing typical topography of offset stream channels along the Ganzi-Yushu fault zone and its interpretation(2).

图 6 沿甘孜-玉树断裂带的典型河流位错地貌卫星影像及解译图(三)
a, b 分别是沿鲜水河断裂带河流位错地貌的Landsat ETM+影像(位置见图3b)及其等高线地形图(等高线利用90m分辨率的SRTM高程数据制作); c 是X07— 09河流及其支流组成的河网形态发育模式图Fig. 6 Landsat ETM+ Mosaics showing typical topography of offset stream channels along the Ganzi-Yushu fault zone and its interpretation(3).

图 7 沿鲜水河断裂带河流位错地貌的Google Earth高精度影像及其等高线地形图(位置见图2b)
注意X42、 X45— 47 四条河流所在的V型河谷与上游的U型冰川谷相连Fig. 7 High resolution Google Earth image showing topography and deflection of stream channels(see Fig. 2b for location).

图 8 沿昆仑断裂带河流位错地貌的Landsat ETM+影像(位置见图2)(a)与 移除700m左行位错之后的河流地貌重建图(b)Fig. 8 a Landsat ETM+ Mosaics showing topography of offset stream channels along the eastern Kunlun fault zone (see Fig. 2c for location). b Reconstruction of stream patterns after removal of 700m sinistral offset.

解译和测量河流位错量的过程中发现, 由于一部分河流的下游河床发育在洪积扇或阶地面等松散沉积物上, 断层滑动过程中河流容易发生袭夺和改道。以图4a中沿甘孜-玉树断裂带的河流为例, 河流G18— 21、 G23— 25表现为一致的左行拐弯, 同时伴随山脊的错断和鞍部地貌; 而G22河流却是右行拐弯, 与G21汇入同一条下游。高精度卫星影像解译结果表明, G22河流的东部存在1条明显的废弃河道(图4b, c), 这应该是随着走滑位错量的积累, G21的下游袭夺了G22的上游河道。相同成因的 “ Y” 型河流在鲜水河断裂带和昆仑断裂带都有发育, 如图5中的河流G39、 G40, 以及图8中的河流K17、 K18分别组成的 “ Y” 型河等。

对于河流上游的长度, 则利用解译获得的河流和断层线迹叠加在SRTM 90m上面来获取河流上游的三维长度(Yan et al., 2015)。测量河流位错量的过程中, 由于断层处河流流向突然变化引起的侧向侵蚀作用, 河流的拐弯点会发生侧向迁移, 因此需要将上、 下游河流一定范围内没有明显发生侧向迁移河道的趋势线投影到断层上获取最可能的初始拐弯点, 然后测量河流的水平位错量并估算误差。

将3条断裂带测量的河流位错量和上游长度分别投点在双对数坐标系上对a值的分布情况进行计算和统计(表1, 图9), 3条断裂带的a值分别分布在0.04~0.81、 0.04~0.91、 0.12~0.52范围内, 呈正态分布(图9)。根据式(1), 河流位错量和上游长度理论上符合一元一次方程, 因此可以用双对数坐标系检查数据点的线性分布关系, 另外通过设置截距为零可以获得3条断裂带数据点的线性趋势线。甘孜-玉树、 鲜水河、 昆仑东段3条断裂带的D和L之间的线性相关系数R值分别为0.85、 0.90和0.96(图9), 表明河流位错量和上游长度具有较好的线性关系。

图 9 甘孜-玉树(a)、 鲜水河(b)、 昆仑东段(c)3条断裂带位错河流上游长度和位错量的对数坐标系统计图
注意非基岩河道和河流袭夺河流的a值分布情况; 直方图分别是3条断裂带的a值分布情况Fig. 9 a, b and c are diagrams showing a linear relationship between the amount of stream deflection(D)and the length of upstream(L)in the study area. Histograms show distribution of the a-value. Notice the a-value of the non-bedrock channels and captured rivers.

表1 甘孜-玉树、 鲜水河、 昆仑东段3条断裂带位错河流的上游长度(L)、位错量(D)及其误差和a值(河流编号与图2, 3相对应) Table1 Upstream length(L), offset amount(D)and the corresponding a-value of the offset rivers along the Ganzi-Yushu, Xianshuihe and eastern Kunlun fault zones. See locations of the numbered rivers in Fig. 2 and 3
3 讨论
3.1 准确测量河流位错量

对断层活动特征和河流位错量进行正确的解译和测量是研究走滑断层系统水系位错的前提。Gaudemer 等(1989)利用从San Andreas Fault获得的a值和已知的滑动速率估算出该地区的溯源侵蚀速率(h值)为125mm/a, 并利用这一h值代入式(5)对California地区的另外3条断层: Big Pine, San Gabriel和Elsinore faults的滑动速率进行了估算。然而, 后来的研究表明, Gaudemer 等(1989)的估算结果与这3条断层的实际滑动速率相差较大。San Gabriel Fault曾经是San Andreas Fault的一部分, 在13~4Ma 期间累积了约40km的位错量(d'Alessio et al., 2003), 活动期间平均滑动速率约为4mm/a, 但近期该断层较为稳定; Elsinore Fault在约2.5Ma以来的滑动速率一直在4~6mm/a 左右(Hull et al., 1992), 远小于Gaudemer 等(1989)估算的13~41mm/a; 而对Big Pine Fault进行的详细活动断层解译表明, 河流的拐弯与断层线迹没有明显的对应关系, 该断层可能并不存在走滑活动分量(Onderdonk et al., 2005)。部分研究者曾经采用统计所有河流流向变化的方式(Huang, 1993)来讨论断层的走滑方向, 然而由于沿走滑断层普遍发育的河流袭夺(Wallace, 1975), 使得即使是San Andreas Fault这样右行走滑方向没有异议的断层也会存在河流左行拐弯的现象(Gaudemer et al., 1989), 因此单一的河流流向变化并不能够代表断层的走滑方向。

除此之外, 利用系统水系位错现象能够为准确测量河流的位错量提供参考。第一, 按照系统水系位错的观点, 相同规模的河流具有相似的位错量, 如图4d所示, 移除2, 000m位错量的重建地貌表明, 一系列上游长度在4, 000m左右的河流上、 下游对应较好。第二, 河流的规模越大, 其位错量也应该越大。以图6b中的河流为例, 上游长度由长到短依次为X04、 X09、 X06、 X05几条河流, 其位错量也由大到小, 依次为3, 300m、 1, 800m、 1, 200m和290m(表1)。而且, X07到X09 三条河流汇入同一条下游河道, 这也应该是河流同时累积上游长度和位错量的结果(图6c)。

对于发生袭夺的河流, 通常会利用地貌重建来检验解译结果的准确性, 并为测量准确的河流位错量提供参照(图4b, 8b)。需要注意的是, 地貌重建后河流的流向应该是一致的, 否则就要确认河流下游是否发生了流向倒转。其次, 重建前后的河流应该具有相似的规模, 虽然发生袭夺后河流上、 下游的侵蚀方式和强度发生变化, 但通常在相当长的一段时期内断层两侧河流的大小和流域范围应该在同一数量级。

本文主要选取了上、 下游都为基岩河道的河流。由于山间河流以下切侵蚀为主, 河道的平面位置较为固定, 能够很好地保存水平位错量。而对于下游河床发育在洪积扇或阶地面等松散沉积物上的河流, 河道更容易发生袭夺和侧向迁移, 平面位置不稳定, 而且下游河道被冲洪积物填充后不易识别, 不利于废弃河道的保存。例如图6中的河流X10— 13, 下游发育在其干流鲜水河的阶地上, 下切较浅, 可能发生过袭夺或迁移; 因此虽然上游规模与X06、 X08、 X09相当, 但测得的位错量却远小于这几条河流。而像图8中K16和K17之间的几条河流, 由于下游水流在洪积扇上呈发散状分布, 没有固定的河道, 因此无法测量其位错量。次外, 还有少量河流的上、 下游都发育在洪积扇或阶地上。我们利用柱状图对这2种情况的河流进行了统计, 结果表明这2种情况下河流的a值普遍低于0.3(图9)。其原因在于, 下游为基岩的河道仅在接近断层的位置发生局部的侧向迁移, 总的来说空间位置较为稳定, 而河流在松散沉积物上的溯源侵蚀速率要远大于基岩河道。

综上所述, 在对走滑断层的系统水系位错进行分析的时候需要遵循以下几条原则。第一, 优先选择上、 下游均为基岩河道的河流测量位错量; 第二, 判断河流位错要结合其他构造地貌如河流阶地、 洪积扇和山脊的错断等来进行; 第三, 可以利用系统水系位错的概念对位错量进行检验, 相同规模的河流通常位错量应该相近, 河流上游长度越大, 位错量也越大。

3.2 影响青藏高原东部溯源侵蚀作用的因素

式(2)和(3)表明, 虽然可以用平均溯源侵蚀速率h来代表河流的溯源生长, 但是溯源侵蚀受气候、 岩石学、 侵蚀基准面变化、 植被、 冰川多种因素影响, 而且这些影响因素随时间和空间也在不断发生变化。从岩性上来讲, 本文统计的河流主要分布在二叠系、 三叠系, 以灰岩、 砂岩等沉积岩为主的基岩上, 岩性较为统一, 只有少部分河流分布在花岗岩等侵入岩上。从气候上来讲, 青藏高原内部内降水量基本相当, 在400~800mm/a之间(据 “ 地理国情监测云平台: http: ∥www.dsac.cn” )。从长期地质历史来看, 青藏高原东部在晚第四纪还经历了多次的冰川期(Zheng et al., 2002; Owen et al., 2005)。如果冰川前端尚未与河流源头连接, 那么冰川融水会使得河流溯源生长加快, 尤其是在间冰期; 而当冰川前端与河流源头连接时, 则会导致河流溯源生长停止, 这些都会影响河流上游长度的准确性。以图7中的10条河流X42— 51为例, 在位错量基本相同的情况下(表1), 其上游长度差别较大, 其中河流X42、 X45— 47四条河流上游发育在先存冰川谷上, 冰川消退以及冰川谷额外提供的汇水面积加快了河流的溯源侵蚀速率, 而当冰期到来时, 冰川则有可能占据并改造现有的河道。由于鲜水河断裂带东段处在高原东缘, 河流快速下切, 以及较高的局部降水量、 冰川作用和陡峭的地势使得沿鲜水河断裂带的a< 0.3的河流所占的比例大于其他2条断裂带(图9)。

系统水系位错是走滑断层和河流地貌共同作用的1种地貌现象。在岩性和植被状况、 气候条件、 侵蚀基准面均一致的理想情况下, 同一条断层的a值应该在1个较小的置信区间内呈正态分布。尽管各种影响因素使得本文获得的a值变化范围较大(图9), 但在统计到跨越多个数量级河流位错量的情况下, 仍然可以反映出D和L很好的线性关系。

The authors have declared that no competing interests exist.

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