濑溪河流域地貌对泸县MS6.0地震发震构造变形的响应及其指示作用＊

周文英 梁明剑 左 洪 廖 程 吴微微 王明明 宫 悦 魏娅玲

（中国成都 610041 四川省地震局）

引言

构造地貌是构造运动、气候条件、侵蚀作用、相关沉积等相互作用的结果（Willettet al，2006；刘静等，2009，2018）.构造活动对地貌塑造具有重要作用（张世民，谢富仁，2001），流域盆地的发育对构造隆升和气候等控制因素的变化最为敏感，流域内部不同级别水系的发育与演化记录了该区域不同尺度构造活动、气候侵蚀过程变化的信息，是研究构造活动与地貌演化之间的理想媒介（Whipple，Tucker，1999；Clark，Royden，2000；Liu-Zenget al，2008；刘静等，2009；梁明剑等，2014a；李伟等，2021）.目前利用地貌参数对构造活动的响应关系分析构造变形特征已广泛应用于青藏高原边缘地区（张会平等，2006；Liu-Zenget al，2008；梁明剑等，2014a；李奋生等，2015；苏琦，2015；于洋等，2018；王丹等，2021），这些地区的隆升和变形强烈，地貌对构造活动变形具有较强的指示作用，但是关于四川盆地等弱活动构造区内的构造变形及其地貌响应的研究甚少.

2021年9月16日四川泸县发生MS6.0地震，微观震中为（29.20°N，105.34°E），此次地震的最高烈度为Ⅷ度，等震线长轴呈WNW走向（四川省地震局，2021）.该地震的震源机制解显示该地震以逆冲破裂为主，节面 Ⅰ 为走向286°，倾角45°，滑动角103°，节面Ⅱ 为走向88°，倾角46°，滑动角77° （易桂喜等，2021），发震断层的错动面呈WNW走向.泸县MS6.0地震震中位于华蓥山断裂带东、西两分支断裂之间，华蓥山断裂带总体呈NE走向，但震源机制解的断层错动面走向与华蓥山断裂带的走向不一致，而且区域地质图显示地表无断层出露，这给分析地震的发震构造造成了困难.泸县地震震中附近区域为四川盆地的川中丘陵与川东平行岭谷的过渡地带，处在华蓥山脉向西南方向延伸的分支及余脉之间的宽缓山谷中，水系贯通良好，这些水系地貌可能记载了该区域构造变形的重要信息，为研究地貌与构造变形的响应关系提供了基础.

本文拟基于12.5 m分辨率的高级陆地观测卫星（advanced land observing satellite，缩写为ALOS）数字高程模型（digital elevation model，缩写为DEM）数据，利用数字地貌分析方法提取泸县地震震中所在的濑溪河流域的高程剖面和面积-高程积分（hypsometric integral，缩写为HI，Langbein，1947），并结合区域地质构造特征，分析水系地貌与震中附近区域构造活动的响应关系，以期探讨泸县MS6.0地震发震的构造及其变形特征.

1 研究区概况

1.1 构造特征

研究区地处四川盆地东南部，盆地的地表构造主要受周缘构造带的影响，以龙泉山断裂、华蓥山断裂带为边界，按构造特点可分为三部分：龙门山前缘与龙泉山之间为川西区，区内构造主要受控于龙门山构造带活动；龙泉山与华蓥山之间为川中区，地表构造总体变形较弱，NE向断裂叠合NW向断裂，以低缓褶皱构造为特点；华蓥山断裂带至齐岳山断裂之间为川东区，以NE向平行相间排列的狭窄背斜和宽缓向斜为典型构造特征（邓宾，2013）.

泸县MS6.0地震震中及附近区域位于华蓥山断裂带内，该断裂带是四川盆地川中区低缓褶皱与川东区高陡构造的分界线（贺鸿冰，2012），可分为南段、中段和北段.其中，断裂带南段总体走向NE，为挤压逆冲性质，其地表断裂主要发育于背斜轴部或靠近轴部的陡翼，由一系列长数千米至数十千米的断裂斜列或平行展布而成（周荣军等，1997）.震中夹持于华蓥山断裂带的东、西两分支断裂之间（图1），这两支断裂由多支次级断层组成，控制着螺观山、梯子崖、古佛山和海潮等狭窄的背斜构造，区内的地表断裂主要出露于背斜的核部附近，在一定程度上控制着背斜的地貌形态，螺观山、梯子崖背斜和古佛山、海潮背斜中间为喻家寺向斜.

图1 研究区位置和地质概况Fig. 1 The location and geological survey of the study area

1.2 地貌特征

四川盆地内部丘陵、平原交错，地势北高南低，总体可分为边缘山地和盆地底部两大地形，其中盆地底部以华蓥山和龙泉山为界分为三部分：华蓥山以东为大致平行的川东岭谷，由许多NE-SW走向的条状山体组成，海拔为700—800 m，谷地多低丘与平坝，海拔为200—500 m；华蓥山与龙泉山之间为方山丘陵，区内的紫红色砂页岩倾角平缓，受切割后形成大片方山式丘陵，海拔为350—450 m；龙泉山以西为平原，即川西平原或成都平原，为四川盆地最大的平原，也是西南地区最大的平原，海拔约600 m.

濑溪河为沱江左岸一级支流，发源于重庆市大足区中敖镇，流经重庆市大足区、荣昌区、四川省泸县和龙马潭区，在四川省泸州市龙马潭区胡市镇注入沱江.濑溪河干流全长238 km，总体走向NE，全流域面积为3 257 km2，天然落差223 m，平均坡降约1.1‰.濑溪河流域地形东北高西南低，大部分属浅丘地貌（图1），坡度介于0—76.6°之间（图2）.河源为深丘，地形变化较大，流经区域沿河台阶、浅丘宽谷、中丘窄谷、低山深谷等均有分布，发育有窟窿河、马溪河、新峰河和九曲河等支流，泸县MS6.0地震震中位于九曲河的宽缓谷地中.按照自然断点法坡度分级结果（图2），濑溪河上游所在大足区域坡度较大，但是高坡度成片分布，主要是受到上游河流侵蚀作用所致；震中附近的高坡度主要沿褶皱的轴线分布，明显反映了褶皱构造的形态特征，说明震中附近的坡度变化主要受构造影响.跨螺观山和古佛山两个背斜的高程剖面（图3）显示，泸县MS6.0地震震中附近区域的地形较平缓，平均高程和最低、最高高程均相差不大；在螺观山和古佛山处地形起伏较大，山地高程主要介于500—600 m之间，古佛山两侧高程的变化较为对称，而螺观山右侧的高程变化幅值较左侧的大，两者中间是河谷地貌，为喻家寺向斜.

图2 研究区坡度分布Fig. 2 The slope map of the study area

图3 跨螺观山和古佛山的AA′条带地形剖面Fig. 3 The swath profile AA′ across Luoguanshan and Gufoshan anticline structure

2 流域盆地地质地貌

2.1 流域盆地地质

流域盆地主要发育NE向的褶皱构造和华蓥山断裂带，地层主要为三叠系和侏罗系，其中三叠系主要构成背斜构造的核部（四川省地质局，1980）.区内分布的褶皱构造主要包括螺观山背斜、梯子崖背斜、古佛山背斜、海潮背斜、圣灯山背斜和喻家寺向斜，主要的断层有：薄刀岭断层、黄泥垭断层、燕子崖断层、黄草沟断层、双河场断层等，断层运动性质均以挤压逆冲为主（图4，表1）.

图4 研究区地层及断层分布Fig. 4 The geological map of study area

表1 泸县MS6.0地震震中附近区域断层（引自四川省地质局，1980）Table 1 Faults information of Luxian MS6.0 earthquake area （after Sichuan Geology Bureau，1980）

螺观山背斜和梯子崖背斜核部地层由上三叠统须家河组砂岩组成，向西（西翼）依次出现下侏罗统珍珠冲组、中下侏罗统自流井组、中侏罗统新田沟组、下沙溪庙组和上沙溪庙组地层.在核部或近核部发育有燕子崖断层、黄泥垭断层和天洋坪断层等逆断层.在黄泥垭断层附近，由于断层影响造成背斜东翼地层缺失，仅出现下沙溪庙组地层.古佛山背斜和海潮背斜核部由上三叠统须家河组砂岩组成，东、西两翼的地层呈对称分布，依次为下侏罗统珍珠冲组、中下侏罗统自流井组、中侏罗统新田沟组、下沙溪庙组地层.在这两个背斜核部和西翼较陡处发育有双河场断层、堆金湾断层、菜子沟断层和黄草沟断层.圣灯山背斜核部出露地层为上三叠统须家河组，主要发育薄刀岭断层.喻家寺向斜的核部由中侏罗统上沙溪庙组紫红色泥岩组成，两翼为下沙溪庙组地层，岩层平缓开阔，总体呈一平缓开阔的向斜地貌（赵正望，2005）.

2.2 流域盆地的高程剖面线

高程剖面分析能够直观地反映地表形态，它是以DEM数据为基础，根据指定的剖面线输出与之对应的高程值，或统计垂直于剖面线方向上一定缓冲区（条带）的最大、最小、平均高程和地表起伏度，即分析高程剖面线和高程条带剖面面.结合构造地质、沉积地质等研究方法，可以深入讨论构造活动特征、盆山系统的耦合关系等（张会平，刘少峰，2004）.

泸县MS6.0地震震中西侧为螺观山和梯子崖两个背斜构造，其核部出露的地层均为三叠系砂岩，核部岩层倾角为22°—34°，两翼地层为侏罗统泥岩，两翼岩层倾角为5°—27° （四川省地质局，1980）.为了分析泸县MS6.0地震震中南北两端的地形起伏和构造变形的幅度差异，分别垂直螺观山和梯子崖背斜提取两条高程剖面线BB′和CC′，剖面分别位于震中的南、北两侧（图1）.剖面显示，螺观山和梯子崖的高程均在420 m左右，高点位于背斜核部；而根据褶皱形态和地质资料，背斜两翼变形比较强的地层均为自流井组至下沙溪庙组，倾角为20°—27°，由此测得螺观山背斜的变形宽度约为3.01 km （图5a），梯子崖背斜的变形宽度约为5.85 km （图5b），两者相差2.84 km，表明螺观山和梯子崖背斜在震中南北两端的缩短量存在明显的差异.

图5 跨螺观山和梯子崖背斜的高程剖面线BB′ （a）和CC′ （b）Fig. 5 Height profiles BB′ （a） and CC′ （b） across Luoguanshan and Tiziya anticline structures

2.3 流域的面积-高程积分（ H I）

流域盆地的面积-高程积分（HI）能够三维地反映出区域的地表发育程度，描述流域在给定高度下的面积占整个流域面积的比值，是分析构造活动十分有效的地貌参数，对新构造活动、岩性差异和气候变化等因素的反应也较敏感.由于该地貌参数对单一山前带或者河谷的构造活动程度具有较强的指示作用，现已在青藏高原边缘地区得到了广泛的应用（梁明剑等，2014a，b；于洋等，2018；王丹等，2021），在分析时需综合考虑地层岩性和气候的影响作用.本文采用Pike和Wilson （1971）提出的高程起伏比法计算流域的面积高程积分

式中HI为流域面积高程积分，hmean为流域内高程的平均值，hmin和hmax分别为流域内高程的最小值和最大值.

由于较小流域盆地的HI值更有可能反映局部构造作用、地层岩性和地表过程的差异（梁明剑等，2014a，b），甚至可能反映近期活动的褶皱构造（Chenet al，2003），为此采用斯特拉勒（Strahler）分级提取研究区内的水系及其亚流域盆地.此处选取1 061个亚流域盆地，包括：276个2级亚流域盆地、366个3级亚流域盆地、222个4级亚流域盆地、100个5级亚流域盆地和97个6级亚流域盆地（图6）.为更加清晰地反映区域HI的变化情况，将各亚流域单元的HI赋值到相应亚流域盆地的中心位置，通过反距离加权空间插值生成等值分区图，同时将重定位后的泸县MS6.0地震及其早期余震进行叠加，结果如图7所示.

图6 研究区的亚流域盆地分布图Fig. 6 The sub-basins distribution of the study area

图7 研究区亚流域盆地的HI等值分区图Fig. 7 The HI values isograms of the study area

从图7中可以看出：研究区的HI值范围为0.03—0.72，说明整个区域的侵蚀程度有高有低；HI值分布与该地区构造活动及其导致的隆升、沉降等地表过程密切相关；HI低值区呈明显的条带状，主要沿区内背斜构造的轴向分布；HI高值区位于华蓥山两条断裂夹持的谷地之间，但在震中附近存在WNW向的低值带，进而将HI高值区域分割成明显的两部分.由于华蓥山两条断裂所夹持区域的岩性均为中侏罗统上沙溪庙组，整个流域范围较小，气候的差异性造成的影响作用不明显.这表明泸县MS6.0地震震中附近区域的地貌演化与地层岩性差异关系较小，构造活动是地貌演化的主因，进而说明震中附近可能存在一走向为WNW的隐伏构造（图7），它不仅调节了螺观山背斜和梯子崖背斜在震中南北两端的缩短量差异，也使得HI值受其影响呈低值特征，这也与震源机制解的结果和等震线长轴走向相一致.

3 讨论与结论

本文采用数字地貌分析方法提取了泸县MS6.0地震震中所在流域—濑溪河流域的高程剖面和流域盆地的HI值，并结合区域断裂和岩性特征，对流域地貌与构造活动的响应关系进行了研究，得出结论如下：

1） 螺观山背斜和梯子崖背斜在震中南北两端存在明显的缩短量差异；流域盆地的HI值在0.03—0.72之间，HI条带状低值区展布方向与流域内构造的方向一致，HI高值区位于华蓥山两条断裂夹持的谷地之间，但在震中附近存在WNW向的低值带，将高值区分割成两部分.

2） 螺观山和梯子崖背斜左阶排列的重叠处附近应存在一走向为WNW的隐伏断层，可能为华蓥山主干断裂之间的捩断层，它不仅调节了螺观山背斜和梯子崖背斜在震中南北两端的缩短量差异，也使得HI值受其影响呈低值特征.地貌所显示的该隐伏断层的行迹与泸县MS6.0地震的震源机制解与余震分布（易桂喜等，2021），以及等震线长轴走向（四川省地震局，2021）相一致，这表明濑溪河流域地貌对华蓥山断裂带的构造活动存在一定程度的指示作用.

3） 研究区位于四川盆地东南部，是以褶皱构造为主的弱活动构造区，流域盆地地貌对区内构造活动存在一定程度的响应，为研究隐伏构造或弱活动构造区的地震构造提供了一个思路，同时也反映了华蓥山断裂带泸县段现今仍存在弱活动.但是四川盆地内部现今是否存在构造弱活动，其构造变形幅度能否引起流域地貌的反馈，仍有待进一步研究.

两位审稿专家为本文提出了建设性意见，作者在此表示感谢.