涪江流域河流地貌特征对虎牙断裂带活动性的响应

引用本文

梁欧博, 任俊杰, 吕延武. 涪江流域河流地貌特征对虎牙断裂带活动性的响应[J]. 地震地质, 2018,40(1): 42-56.
LIANG Ou-bo, REN Jun-jie, L#cod#x000dc; Yan-wu. THE RESPONSE OF FLUVIAL GEOMORPHOLOGIC CHARACTERISTICS OF THE FUJIANG DRAINGE BASIN TO ACTIVITY OF THE HUYA FAULT ZONE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2018,40(1): 42-56. 复制到剪切板

DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2018.01.004
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涪江流域河流地貌特征对虎牙断裂带活动性的响应

梁欧博, 任俊杰, 吕延武

中国地震局地壳应力研究所, 地壳动力学重点实验室, 北京 100085

*通讯作者: 任俊杰, 男, 副研究员, E-mail: renjunjie@gmail.com。

〔作者简介〕梁欧博, 男, 1992年生, 在读硕士研究生, 固体地球物理学专业, 主要从事河流地貌与活动构造研究, E-mail: liangoubo@gmail.com。

收稿日期: 2017-11-14

基金项目: 国家自然科学基金(41572193, 41472139)、四川省九寨沟7.0级地震科学研究项目、中国地震局地壳应力研究所基本科研业务专项(ZDJ2017-24)与地震行业专项(201408023)共同资助

摘要

青藏高原东缘岷山东边界的虎牙断裂带强震频发, 但因第四系保留有限, 目前对于该断裂的活动性仍认识不清。而基岩山区河流地貌与活动构造关系研究发现, 河流地貌特征能够很好地记录构造活动信息。虎牙断裂带横跨涪江流域, 这为通过河流地貌研究虎牙断裂的活动特征提供了条件。文中选择涪江流域SRTM 30m精度数字高程模型(DEM)数据, 利用GIS技术提取了涪江流域坡度(slope)、局部起伏度(local relief)、标准化陡峭指数( k_sn )、面积-高程积分值( HI)等地貌指数, 并对跨虎牙断裂带小流域盆地的平均陡峭指数( k_s)和面积-高程积分值进行对比, 结合野外调查、岩性、降水与现代侵蚀速率等特征, 分析讨论了涪江流域地貌特征与虎牙断裂带活动特征的关系。研究表明: 1)涪江流域基本处于稳态状况, 区内仅有跨雪山断裂带的河道剖面显示明显的裂点, 其余跨断裂河道剖面无明显裂点存在; 2)虎牙断裂带两侧地貌指数差异明显, 整体上表现为西高东低, 这应与虎牙断裂的逆断活动有关; 3)断裂两侧的小流域地貌指数差异分析表明, 沿虎牙断裂带自北向南抬升作用逐渐增强, 反映了虎牙断裂带北段以走滑为主, 南段以逆断为主。该研究有助于提高对青藏高原东缘隆升变形机制的理解。

关键词: 地貌指数; 构造抬升; 走滑断裂; 虎牙断裂带; 涪江流域

中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2018)01-0042-15

THE RESPONSE OF FLUVIAL GEOMORPHOLOGIC CHARACTERISTICS OF THE FUJIANG DRAINGE BASIN TO ACTIVITY OF THE HUYA FAULT ZONE

LIANG Ou-bo, REN Jun-jie, LÜ Yan-wu

Key Laboratory of Crustal Dynamics, Institute of Crustal Dynamics,China Earthquake Administration, Beijing 100085, China

Abstract

The Huya Fault, located in the steep topographic boundary of the Minshan Mountains in the eastern margin of the Tibetan plateau, has documented many major earthquakes such as the 1630( M=6<sup>3/4</sup>), 1973 Huanglong( M_S=6.5)and the 1976 Songpan-Pingwu earthquake swarm( M_S=7.2, 6.7, 7.2). While its activity remains unclear because of lacking Quaternary sediments. In the past few decades, there have been significant advances in understanding the relationship between bedrock channel landscapes and active tectonics, indicating that the bedrock fluvial features can well record the tectonic activity. Many studies reveal that tectonism is the primary factor of landscape evolution in tectonically active regions, and the erosional landscapes can be used to reveal tectonic signals on timescales of 10³~10⁶ years. The Huya Fault crosses the Fujiang drainage basin, making it suitable for the study of bedrock rivers and tectonic uplift in the eastern margin of Minshan. In this study, we calculate the geomorphologic indeices(hillslope, local relief, normalized steepness indices and hypsometric integral)on the basis of the digital elevation model(DEM)SRTM-1. For better understanding the tectonic activity along this fault, we derive some small catchments on the two sides of the Huya fault to analyze the differences of average steepness indices and hypsometric integral. Combining with field observations, lithology, precipitation and modern erosion rates, this study suggests that tectonic activity is the controlling factor of geomorphology in the eastern margin of the Minshan Mountains. We use focal mechanism solutions, GPS data and geomorphic evidence to explore the relationship between the geomorphologic indices of the Fujiang drainage and activity characteristics of the Huya fault. Our results suggest that: (1)The Fujiang drainage basin is in a steady state. The characteristics of the knickpoints indicate that they are mainly controlled by the locally resistant substrate. (2)The suggested value of the geomorphologic index on the west side of the Huya fault is generally larger than on the east side, showing differential tectonic uplift rates across the fault. (3)The difference of the geomorphologic index of the small catchments on both sides of the Huya fault is gradually increasing from north to south along this fault, in accordance with that the north and south segments of the Huya fault are dominated by strike- and reverse-slip, respectively.

Keyword: geomorphologic indices; tectonic uplift; strike-slip fault; Huya fault; Fujiang drainage

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0 引言

青藏高原的向E运动, 因受四川盆地阻挡, 造就了龙门山— 岷山等地区复杂的构造格局和急剧变化的构造地貌(Burchfiel et al., 1995)。该地区构造活动强烈, 历史上发生过多次强震, 是中国南北地震带的重要组成部分(图1)。

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	图 1 涪江流域区域构造图断裂分布来自任俊杰等, 2017; 震源机制解主要来自谢富仁等, 2007; 2017年8月8日九寨沟M_S7.0地震震源机制解来自中国地震局地质研究所Fig. 1 Regional tectonic map of the Fujiang drainage basin.

近些年来, 在龙门山— 岷山地区开展了大量研究(Chen et al., 1994; 赵小麟等, 1994; Kirby et al., 2000; 周荣军等, 2000; 杨农等, 2003; 李勇等, 2005; 张会平等, 2006; Zhang et al., 2011; Ren et al., 2014; Tan et al., 2017), 但对于岷山隆起东边界虎牙断裂带的研究较少, 对该断裂活动性的认识仍不清楚。基于单条冲沟拐弯地貌研究推断虎牙断裂晚第四纪以来的平均水平滑动速率约为1.4mm/a, 而垂直滑动速率仅约为0.3mm/a(李勇等, 2006; 周荣军等, 2006), 但利用该方法得到的结果存在较大的不确定性。GPS形变资料显示虎牙断裂上走滑和垂直分量大致相当(陈长云等, 2012), 但该地区GPS站点较少, 获得的GPS变形剖面可能包含了附近其他断裂变形的信息。震源机制解结果显示, 虎牙断裂带发生的地震既有走滑型, 又有逆断裂(图1)。但因该地区第四系保留较少, 难以利用传统的手段来研究虎牙断裂的第四纪活动特征。

许多研究表明, 基岩山区的侵蚀地貌能够提供10³~10⁶a之间的构造活动信号(Ahnert, 1970; Hack, 1973; Kirby et al., 2012; Chen et al., 2015), 且侵蚀地貌与抬升速率的关系明显(Wobus et al., 2006; Kirby et al., 2012)。因此, 可以通过流域盆地的地貌指数来反映构造活动特征, 如流域盆地的坡度随侵蚀速率等的变化虽然存在一定的临界值(Whipple et al., 1999a; Ouimet et al., 2009), 但也可以作为1个参考指数。地形起伏度能够定量判断流域的切割剥蚀程度, 可以反映区域构造活动特征。面积-高程积分值能够反映地貌演化的新老关系, 间接判断构造活动抬升的差异状况(Strahler, 1952; Pike et al., 1971)。大量实例(Whipple et al., 1999b; Snyder et al., 2000; Kirby et al., 2001)、理论(Whipple et al., 1999b)和模拟(Royden et al., 2013)结果表明, 稳态下基岩山区河流剖面可定量获得构造活动信息, 基于水力侵蚀模型得到的陡峭指数能够反映构造活动的速率。

虎牙断裂带地处基岩山区, 横跨涪江流域, 这为利用河流地貌研究虎牙断裂的活动特征提供了条件。本文在野外调查的基础上, 基于SRTM 30m精度DEM数据, 提取涪江流域局部起伏度、陡峭指数、面积-高程积分值等地貌指数, 并且对于跨虎牙断裂的小流域盆地的地貌指数进行对比, 分析讨论了虎牙断裂带活动特征与涪江流域河流地貌之间的关系。

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	图 2 地形条带剖面图 a A-A’地形条带剖面, b B-B’地形条带剖面; F₁虎牙断裂, F₂雪山断裂, F₃青川断裂, F₄龙门山断裂带Fig. 2 Swath profiles of topography.

1 区域构造地貌背景

涪江位于青藏高原东缘, 发源于岷山主峰雪宝顶, 横跨虎牙断裂和龙门山断裂带, 流域面积约3.6万km², 于重庆市合川区汇入嘉陵江。本文选取四川省绵阳市以北面积约1.1万km²的流域作为研究区。区内主要河流包括火溪河、涪江主流、平通河、白草河和通口河(图1)。

区域主要活动断裂为东昆仑断裂东端多条分支断裂组成的马尾状构造(Ren et al., 2013; 徐锡伟等, 2017), 包括NW向塔藏断裂、 NE向龙日坝断裂、近SN向岷江断裂、 NNW向虎牙断裂和NW向文县断裂带(图1)。虎牙断裂带南起平武银厂沟, 向北经虎牙关、小河乡错切雪山断裂后在王朗自然保护区附近断续出露, 全长约60km, 呈NNW-SSE向展布, 主断面倾向W(赵小麟等, 1994)。大概以小河乡为界, 将虎牙断裂分为南北2段(唐荣昌等, 1993; 唐文清等, 2004)。

横跨虎牙断裂的地形条带剖面A— A'显示断裂两侧高程差约1i300m(图2a), 为1条明显的地貌分界。大地电磁测深剖面显示, 虎牙断裂西侧为上地壳低电阻率和中地壳高电阻率的二层结构, 而东侧整体表现为高电阻率结构(闵刚等, 2017)。平行虎牙断裂的地形条带B— B'剖面(图2b)显示自北向南高程逐渐减小; 雪山断裂北侧地形较为平坦, 向南至青川断裂之间地形起伏较大, 跨越龙门山断裂带地形发生了明显的突变。

虎牙断裂带附近地区发生过多次强震, 包括1630年 6< sup> 3/4< /sup> 级地震、 1973年8月11日黄龙附近的M_S6.5地震、 1976年8月16日松潘-平武M_S7.2地震、同年8月22日和23日分别发生的M_S6.7和M_S7.2地震, 2017年8月8日九寨沟M_S7.0地震(图1)。现今地震活动频繁, 表明虎牙断裂有较强的第四纪活动。

2 方法

2.1 坡度与起伏度

坡度和地形起伏度是传统的地形分析方法(Scherler et al., 2014)。其中, 坡度是指地面的倾斜程度, 一般可由DEM数据通过某个栅格点与其周围8个邻域点的关系来获取(简称D8算法), 常作为基岩山区构造地貌状况的一种参考指数。坡度具有一定的临界值, 约为30° (Schmidt et al., 1995), 超过这个值, 就不再随侵蚀速率等的增大而增大(Schmidt et al., 1995; Whipple et al., 1999a; Ouimet et al., 2009), 在地貌上表现为滑坡、崩塌等频发。

地形起伏度为一定区域内高程最大值与最小值之差, 能够间接地反映构造活动的强弱。基岩山区流域盆地有多种起伏度(Whipple et al., 1999a), 区域分析中常用局部地形起伏度(local relief), 它是通过计算每个栅格周围一定面积内最大高程与最小高程之差得到的。局部地形起伏度具有尺度效应, 为了取得较好的地形起伏度, 需要选择适当的分析窗口。

2.2 水力侵蚀模型

构造强烈抬升的造山带, 基岩河道最为常见(Tinkler et al., 1998)。水力侵蚀模型在稳态状况下(即基岩抬升速率等于侵蚀速率)可表示为(Whipple et al., 1999b)

$\begin{matrix} S = {(\frac{U}{K})}^{\frac{1}{n}} A {(x)}^{- \frac{m}{n}} (1) \end{matrix}$

式(1)中S为河道水力梯度(亦称为河道坡度); U为基岩抬升速率; K为侵蚀系数, 与岩性、降水、下切过程等有关(Snyder et al., 2003; Wobus et al., 2006; Kirby et al., 2012; Chen et al., 2015); A为汇流面积, 指河道中某点以上流域的所有汇流面积; m为面积指数; n为坡度指数, 其值依赖于水文、河道水力几何和侵蚀过程(Snyder et al., 2003)。

式(1)中的这种关系与早期的概念模型(Flint, 1974)一致, 即:

$\begin{matrix} S = k_{s} A^{- θ} (2) \end{matrix}$

式(2)中, $\begin{matrix} θ \end{matrix}$ 为凹凸指数( $\begin{matrix} θ = m / n \end{matrix}$ ), 描述河道剖面的凹凸程度; $\begin{matrix} k_{s} \end{matrix}$ 为陡峭指数, $\begin{matrix} k_{s} = {(\frac{U}{K})}^{\frac{1}{n}} \end{matrix}$ 。

由式(1)和(2)对比可知, 在侵蚀系数与坡度指数为常数的情况下, 抬升速率U直接与陡峭指数 $\begin{matrix} k_{s} \end{matrix}$ 相关, 所以 $\begin{matrix} k_{s} \end{matrix}$ 值可以反映构造的抬升速率, 可以通过 $\begin{matrix} k_{s} \end{matrix}$ 的大小来定量判断构造活动情况。一般通过绘制双对数S-A图获得相应指数。不同河道的 $\begin{matrix} θ \end{matrix}$ 值不同, 区域性分析对比中一般使用统一值, 即参考凹凸指数 $\begin{matrix} θ_{ref}, \end{matrix}$ 从而得到对应的标准化陡峭指数 $\begin{matrix} k_{sn} 。 \end{matrix}$ 参考凹凸指数可以通过对区域单条河道 $\begin{matrix} θ \end{matrix}$ 进行适当平均得到(Wobus et al., 2006), 其范围一般在0.35~0.65之间(Snyder et al., 2000; Kirby et al., 2001; Wobus et al., 2006)。

一般S-A图噪声较大, 而Perron等(2013)提出的积分方法计算 $\begin{matrix} k_{s} \end{matrix}$ 值能够很好地减少噪声的影响, 通过chi-高程图(即chi-plot)的斜率来计算 $\begin{matrix} k_{s} 值; \end{matrix}$ 积分方法首先需要给定 $\begin{matrix} θ \end{matrix}$ 值, 单条河道通过统计, 取最大相关系数对应的 $\begin{matrix} θ \end{matrix}$ 值。为了减少噪声, 需要在数据分析中选定一定大小的窗口对河道进行光滑。

2.3 面积-高程积分

面积-高程积分能够定量反映地貌演化与构造抬升之间的关系。根据Davis(1899)的地貌侵蚀旋回理论, 将地貌演化分为幼年期、壮年期和老年期, 对应的流域面积-高程积分曲线表现为上凸型、 S型和下凹型(Strahler, 1952)。同样面积-高程积分曲线所获得的面积-高程积分值(HI值)从大变小。地貌演化时间越长, 侵蚀程度越高, 面积-高程积分曲线由最初的上凸型演化为下凹型, 同样面积-高程积分值逐渐变小。如果一个地区构造持续抬升, 地貌演化很难达到平衡, 一直处于幼年期或壮年期。在实际研究中常通过Pike等(1971)的代替算法简单获取流域的面积-高程积分值, 即:

$\begin{matrix} HI = (H_{mean} - H_{\min} \frac{)}{(} H_{\max} - H_{\min}) (3) \end{matrix}$

式(3)中, $\begin{matrix} H_{\max} 、 H_{mean} 和 H_{\min} \end{matrix}$ 分别为流域盆地高程最大值、平均值和最小值。

3 结果

考虑到研究流域较小, 本文选用SRTM 30m精度数字高程模型(DEM)数据进行地貌分析, SRTM-DEM采用的是雷达测量技术, 对于植被覆盖厚的山区效果较好。数据处理过程主要利用Schwanghart等(2010)开发的MATLAB代码进行。

3.1 流域整体状态

野外调查表明, 涪江流域局部河流源头崩塌、泥石流发育。在黄龙附近个别河谷表现为 “ U” 型谷, 可能形成于冰川作用, 而区内其他地区河谷狭窄、河道基岩暴露, 因此研究区整体为基岩河流。另外, 水力侵蚀模型一般受崩积区、冰川区的影响较大, 因此需要排除这些干扰。大量研究表明, 基岩山区泥石流主要发生在汇流面积< 1km²的区域(Montgomery et al., 1993; Stock et al., 2003; Wobus et al., 2006), 并将此值定为以泥石流主导的崩积区与基岩河流过渡的临界汇流面积(A_cr )。本研究通过野外确定的崩积区、冰川区与基岩河道区多个过渡位置, 与室内多次设定汇流面积阈值提取的河流源头对比, 将汇流面积定为10km²能够排除崩积区和冰川区的影响, 以此获得了研究区河网(图3)。

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	图 3 汇流面积≥ 10km²的河网分布图Fig. 3 Network of rivers with confluence area over 10km².

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	图 4 河道纵剖面(a)与chi-高程图(b)Fig. 4 Longitudinal profiles(a) and chi-elevation plots(b)of river channels.

水力侵蚀模型一般建立在稳态状况下的基岩河道, 即河道某一点的高程不随时间变化。为了判断流域盆地是否处于稳态状况, 选择了多条跨断裂的河流(图3中编号的河流)来分析; 并绘制了这些河流的河道纵剖面(图4a)和chi-高程图(图4b)。河道的纵剖面和chi-高程图均显示, 跨雪山断裂(F₂)的河道(2)发育明显的裂点, 而跨雪山断裂的河道(1)、虎牙断裂(F₁)和青川断裂(F₃)的河道剖面均无明显的裂点。对于裂点的分类, 根据河道剖面形态等特征, 裂点可分为Vertical-step和Slope-break 2种; 这2类裂点按照是否迁移可细分为迁移型(mobile features)和固定型(fixed features)(Kirby et al., 2012)。固定型裂点发育的河道陡峭段多发育泥石流, 这种泥石流河段一般发育在抗侵蚀岩体附近或支流与主流交汇处, 而迁移型裂点多反映了侵蚀基准面下降或岩体抬升速率的增加(王一舟等, 2016)。野外调查中发现河道(2)陡峭段泥石流规模最大, 且此段附近为火成岩, 因跨雪山断裂的河道(1)无明显裂点, 说明河道(2)裂点的形成主要受抗侵蚀能力强的岩体影响, 为固定型Vertical-step裂点。因此, 综合认为涪江流域整体处于稳态状况。

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	图 5 流域面积-坡度对数图Fig. 5 Slope versus area in a log-log plot.

3.2 地貌指数分析

考虑到局部地形起伏度的尺度效应, 需要选择合适的窗口大小。南希等(2017)研究认为, 中国山地的滑动窗口以3.5~5km²为最佳; 因此本研究采用半径为1.2km(约4.5km²)的滑动窗口获得局部地形起伏度。为了比较流域河道的陡峭指数k_s, 需要选定参考凹凸指数值θ _ref来计算标准化陡峭指数k_sn。本研究通过对于选定的汇流面积在10km²以上的所有河道的坡度-面积(S-A)进行线性回归, 得到平均θ 值0.508i5, 作为区域的参考凹凸指数值θ _ref(图5)。为了减少河道剖面噪声的影响, 在绘制k_sn平面图之前对提取的河道用500m滑动窗口进行光滑。标准化陡峭指数计算, 使用chi-高程图转换而来。面积-高程积分值平面图的绘制, 是对前面提取的河网, 按照Strahler(1957)河流分级方法, 获得一级河流的小流域盆地, 对这些小流域盆地逐个求其面积-高程积分值, 并对结果通过空间插值获得等值分区图。

横跨虎牙断裂东西两侧来看, 坡度、局部起伏度、标准化陡峭指数和面积-高程积分值整体显示出西高东低的特征(图6)。其中, 坡度显现的不太明显, 由于地处深切的基岩山区, 大部分地区坡度都在临界坡度以上。虎牙断裂西侧, 局部起伏度在2i000~3i000m, 陡峭指数整体> 350, 面积-高程积分值> 0.55, 地貌演化整体处于幼年期和壮年期; 而东侧除雪山断裂与青川断裂之间局部地区整体较高外, 局部起伏度在1i000~2i000m, 陡峭指数< 350, 面积-高程积分值< 0.55, 地貌演化阶段处于老年期。

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	图 6 坡度(a)、局部起伏度(b)、标准化陡峭指数(c)和面积-高程积分值(d)Fig. 6 Slope(a), local relief(b), normalized steepness index(c)and hypsometric integral(d).

沿虎牙断裂带SN向来看, 断裂带西侧地貌指数值分布较为均匀, 而东侧大概以小河乡为界, 局部起伏度、归一化陡峭指数和面积-高程积分值均显现出北高南低的特点。除雪山断裂以北地区外, 东侧的陡峭指数值具有自北向南减小的趋势。

4 讨论

4.1 地貌指数的影响因素

基岩山区, 地貌指数受构造、岩性和降水的影响。为了分析地貌指数的控制因素, 需要对上述因素分析讨论。岩性的强弱直接影响了基岩河流的侵蚀性; 一般而言, 坚硬岩石抗侵蚀能力强, 风化程度低, 而软弱岩石抗侵蚀能力弱, 风化程度高。本文野外调查获得了主要岩性区的回弹值, 并结合岩性类别和风化程度, 对研究区的岩石按照坚硬程度定性分类, 划分了5个等级, 其中坚硬岩主要为火成岩类; 较坚硬岩有砂岩、灰岩和白云岩等; 较软岩有中等风化的变砂岩, 微风化的板岩、千枚岩和火山碎屑岩; 软岩有强风化的变砂岩, 微风化的页岩、泥质砂岩等; 极软岩包括半固结的砂砾岩和第四纪堆积物(图7a)。除龙门山断裂带以东地区中部、北部分布有少量较硬岩、软岩外, 整体以较软岩为主, 岩石抗侵蚀能力较为均一。由于结果分析中跨虎牙断裂的地貌指数值均呈现西高东低, 断裂东侧具有北高南低的特点(图6), 且地貌指数分区明显, 这种分布与岩石的坚硬程度分布较为均一不一致; 最为明显的是研究区南段虎牙断裂两侧较软岩之上的地貌指数值相差很大, 表明岩性不是流域地貌指数的主控因素。

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	图 7 岩石坚硬程度(a)与年均降水量(b) 岩石坚硬程度参考工程地质手册划分得到; 年降水量数据来自New et al., 2002Fig. 7 Rock hardness degrees(a)and annual precipitation(b)in the study area.

降水量的分布影响着河道的侵蚀能力与地貌受扰动达到平衡状态的时间。对于水力侵蚀模型, 降水直接影响侵蚀系数的大小。降水量越大, 侵蚀系数越大(Snyder et al., 2000), 如果岩体抬升速率一定, 对应的陡峭指数值就越小; 地貌受构造抬升等扰动后, 降水量越大, 地貌达到平衡状态的时间越短, 对应的坡度、局部起伏度和面积-高程积分值也越小。本文收集了英国东安格利亚大学(University of East Anglia)环境科学学院气候研究中心发布的全球1961— 1990年降水量(https: ∥crudata.uea.ac.uk/crudatahrg/tmc/), 发现研究区年均降水量为750~900mm/a, 且自北向南增大(图7b), 似乎与地貌指数总体自北向南的减少一致; 但跨虎牙断裂的对比结果表明, 虎牙断裂两侧的年均降水量差别不大, 而地貌指数显示出整体西高东低的特点, 且虎牙断裂西侧地貌指数值SN向差异并不明显, 表明降水也不是地貌指数差异性的主要因素。

水力侵蚀模型基本假设是将岩石抬升速率与侵蚀速率相联系。基于现代流域水文站数据得到的现代侵蚀速率表明(Liu-Zeng et al., 2011)(图8), 整体上跨虎牙断裂带流域侵蚀速率西高东低, 并且在青川断裂以南岩石抗侵蚀能力相同的情况下表现得尤为明显。由于研究区涪江主流上游水文站只有1个, 难以分析跨虎牙断裂北段的现代侵蚀速率的差异。但虎牙断裂东侧流域侵蚀速率整体呈现自北向南减小的趋势, 与标准化陡峭指数分布一致。现代侵蚀速率的结果与岩石的抗侵蚀能力、降水分布也不吻合, 区内南侧大片较软岩上分布的侵蚀速率东西差异很大, 西侧高达0.77mm/a, 而东侧仅为0.51mm/a和0.38mm/a。

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	图 8 现代侵蚀速率数据来自于Liu-Zeng et al., 2011Fig. 8 Modern erosion rates in the study area.

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	图 9 小流域盆地划分图Fig. 9 Division map of small catchments.

综上所述, 整个流域的地貌指数受气候和岩性的影响较小, 构造差异活动应是研究区地貌指数差异的主要因素。

4.2 虎牙断裂活动特征的空间差异

既然构造活动是地貌指数的控制因素, 那么通过涪江流域地貌指数可以分析虎牙断裂构造活动的特征。地貌指数结果分析表明, 虎牙断裂带两侧坡度、局部地形起伏度、标准化陡峭指数和面积-高程积分值均存在西高东低的特点。野外调查中发现, 涪江主流与主要支流上修建的水电站较多, 并且沿河道人类工程活动改造较大, 这可能会对全流域分析产生较大影响。为了排除这些干扰, 因此选择小流域来分析。跨虎牙断裂提取了91个小流域盆地的平均陡峭指数k_s和面积-高程积分值HI, 单个小流域盆地面积为13~200km²(图9)。

沿断裂带走向, 将断裂两侧每个小流域盆地的平均陡峭指数和面积-高程积分值分别投影在图9中的C— C'剖面上(图10), 得到的数据虽然比较分散, 但沿断裂带东西两侧的地貌指数值差异显著, 整体上西侧高于东侧。不仅如此, 沿虎牙断裂也显示出了一定的差异, 在北段两侧的陡峭指数、面积-高程积分值均较接近, 而向南差异性逐渐增大(图10)。全流域分析的地貌指数结果(图6)同样显示出了类似的趋势, 断裂西侧标准化陡峭指数和面积-高程积分值比较均匀, 且整体远高于断裂东侧; 东侧标准化陡峭指数自北向南有减小的趋势。同样, 现代侵蚀速率也显示出虎牙断裂东侧北高南低的特点。综合表明沿虎牙断裂带地貌指数自北向南差异性逐渐增大。一般陡峭指数和面积-高程积分能够很好地反映构造抬升的差异, 而对于走滑断裂两盘的差异反映不显著。因此这种差异性表明了沿虎牙断裂带自北向南差异抬升作用的加强。

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	图 10 虎牙断裂两侧地貌指数对比图 a 平均陡峭指数k_s; b 面积-高程积分值HIFig. 10 Comparison of steepness index and hypsometric integral on either side of the Huya fault.

目前关于虎牙断裂带活动特征的认识还不清楚。在虎牙断裂南段, 1976年发生的松潘-平武地震群震源机制解显示以逆断为主(图1), GPS地壳变形速度场也显示出虎牙断裂两侧地壳有明显的缩短(陈长云等, 2012), 且阶地面垂直错断地貌也显示其具逆断性质(李勇等, 2006; 周荣军等, 2006); 而本研究跨断裂地貌指数结果存在明显的差异, 这些表明, 虎牙断裂带南段主要表现为逆断作用。在虎牙断裂北段, 1973年黄龙M_S6.5地震与2017年九寨沟M_S7.0地震, 震源机制解均显示走滑为主(图1), 且跨断裂北段地形无明显差异, 跨断裂的河道剖面显示无明显裂点, 断裂两侧地貌指数比较接近, 表明虎牙断裂北段逆断作用较弱, 以走滑为主。综合分析认为, 涪江流域地貌指数的差异性是虎牙断裂带北段以走滑为主、南段以逆断作用为主活动特征的反映。

已有研究认为, 东昆仑断裂东端塔藏断裂的左旋走滑主要转换为虎牙断裂、岷江断裂和龙日坝断裂上的构造挤压作用, 造成了岷山的隆升(Ren et al., 2013; 任俊杰等, 2017)。而作为岷山隆起东边界的虎牙断裂, 其地貌指数的结果反映南段主要变形为逆断, 而北段位于塔藏断裂左旋走滑与虎牙断裂南段逆断变形之间的转换区, 主要变形为走滑作用兼有逆断分量。2017年九寨沟M_S7.0地震刚好发生在该转换区内, 结合1973年黄龙M_S6.5地震和1976年松潘-平武地震震群表明, 东昆仑断裂在其东端的构造转换控制着该地区强震的发生。这些研究与本文基于地貌指数对虎牙断裂活动特征的认识一致。

5 结论

基于SRTM 30m精度数字高程模型(DEM)数据, 本文利用GIS技术获取了涪江流域的多种地貌指数; 结合野外调查、已有构造活动特征、历史地震, 开展了涪江流域地貌与虎牙断裂活动性关系的研究; 分析讨论了虎牙断裂带活动性的空间差异, 得到如下结论:

(1)涪江流域河流地貌整体处于稳态状况, 通过对于区内跨断裂最多的河流剖面分析, 仅在跨雪山断裂1条河道剖面上显示有明显的裂点存在, 其余跨断裂的河流均无明显裂点, 综合分析认为该裂点的形成主要与裂点区存在抗侵蚀能力强的岩体有关。

(2)本文选用的地貌指数对于构造差异抬升作用的反映明显, 结合区内岩性、降水与现代侵蚀速率情况, 综合认为这种地貌指数的差异主要受区域构造活动的控制, 而虎牙断裂东西两侧地貌指数整体呈现出西高东低的特点, 反映了虎牙断裂具有较强的逆断作用。

(3)通过沿虎牙断裂带两侧的小流域盆地地貌指数对比发现, 地貌指数的差异性自北向南明显增大, 表明差异抬升作用逐渐加强, 而这种差异性反映了虎牙断裂带北段以走滑为主转变为南段的逆断作用。

致谢审稿专家对论文提出了建设性的修改意见, 在此表示衷心感谢。

The authors have declared that no competing interests exist.

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