云南莲峰、昭通—鲁甸断裂带面积—高程积分的构造地貌研究

秦川,李敬波,郑立龙,白赟

1)西藏金海矿产资源开发有限公司(核工业西藏地质调查院),成都,610059;2)中国地质大学(武汉),武汉,430074;3)中国地质调查局烟台海岸带地质调查中心,山东烟台,264004

内容提要:笔者等基于ASTER GDEM数据,提取莲峰、昭通—鲁甸断裂带集水区,计算该区亚流域盆地的面积—高程积分值,并结合野外剖面特征、历史地震、断裂构造特征及活动特征等,初步探讨了莲峰、昭通—鲁甸断裂带的构造地貌特征及其动力学机制。得到以下几点认识:① 研究区除鲁甸盆地外,大部分地区的地貌发育阶段为壮年期;② 研究区面积—高程积分值(HI)主要受控于构造活动,岩性的抗侵蚀性和水系侵蚀发挥局部或次要作用;③ 面积—高程积分值(HI)对研究区不同构造抬升强度地区的响应方式不同:构造强烈抬升区,HI值反映了集水流域受到强烈的构造抬升和侵蚀的共同作用;构造抬升减弱区,HI值反映了缓慢的构造隆升和沉积作用的共同结果。

2014年8月3日16时30分,云南省鲁甸县境内发生了Ms6.5级地震,震中为27.1°N,103.3°E,震源深度约12 km(中国地震台网中心,2014)。发震断层为北西向包谷垴—小河断裂,是北东向莲峰、昭通—鲁甸断裂带北西向走滑横断层(邵崇建等, 2015a)(图1a)。鲁甸地震震中所处的构造单元属于川滇块体与华南地块之间的边界带(张培震等, 2003)。作为青藏高原南东向“挤出逃逸”的重要通道,川滇块体边界及内部广泛发育大型走滑断裂,且地震活动强烈而频繁(Peltzer et al., 1989; 闻学泽, 2000; 徐锡伟等, 2003; 李海兵等,2021;张培震等,2022)。GPS资料反演及地表主要活动断裂研究均表明青藏高原东缘弧形断裂带(甘孜—玉树断裂、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)是一条高速滑动的左旋断裂带,具有较大的左旋走滑速率(闻学泽, 2000, 2003; 向宏发等, 2000; 徐锡伟等, 2003; 李煜航等, 2014)。因此,鲁甸地震为一次左旋走滑型地震(图1b)。

图1 研究区地貌及鲁甸地震发震构造特征Fig.1 Geomorphology of the study area and structural characteristics of Ludian earthquake(a)研究区地貌及构造概况;(b)鲁甸Ms6.5级地震余震精定位分布特征;(c)Ⅰ—Ⅰ′条带高程剖面,红色线为最大高程,黑色线为平均高程,蓝色线为最低高程(断裂构造据徐锡伟等,2014); ① 布拖断裂;② 金阳断裂;③ 莲峰断裂;④ 龙树断裂;⑤ 昭通断裂;⑥ 会泽—彝良断裂(a) Geomorphology and structure of the study area; (b) distribution characteristics of aftershock precise location of Ludian earthquake with Ms6.5; (c) in the elevation profile of I—I′ strip, the red line is the maximum elevation, the black line is the average elevation, and the blue line is the lowest elevation (from Xu Xiwei et al., 2014). ① Butuo fault;② Jinyang fault;③ Lianfeng fault;④ Longshu fault;⑤ Zhaotong fault;⑥Huize—Yiliang fault

特殊的地理位置、强烈的地壳变形与断裂活动作用使得川滇地区成为中国大陆地震活动最强烈的地区之一(朱艾斓等,2005),备受地学界关注(成尔林, 1981; Peltzer et al., 1989; 谢富仁等, 1993, 2004; 程万正等, 2003; 徐锡伟等, 2003; 闻学泽等, 2008)。然而,位于川滇交界东段的NE向昭通、莲峰断裂带是一条地震研究程度相对较低的活动构造带。近年来,该构造带及其附近中—强地震的发生逐渐频繁,2003年至2012年共发生7次5级以上地震,表明该断裂带作为一个地震带开始逐渐活跃起来(闻学泽等, 2013)。相关学者基于区域活动构造与动力学、震源机制解重定位、GPS形变场等方法,对该断裂带进行了发震构造几何学、运动学及其发震机理的研究,而缺乏流域地貌对构造活动的约束。

流域地貌的几何形态对构造、气候、岩性等因素的变化非常敏感(李奋生等,2015)。美国地貌学家Davis(1899)提出了地貌侵蚀循环理论,认为地貌演化与构造、营力和时间有关,把地貌演化划分为3个阶段:幼年期、壮年期和老年期(Davis,1899)。之后,Strahler(1952)提出流域的面积—高程积分分析方法,推进了Davis侵蚀循环理论的定量化研究阶段。该方法通过对面积—高程积分值(HI)的计算,反映河流流域内地貌的发育程度。面积—高程积分可以三维地描述地表体积残余率(陈彦杰等, 2005)。受到构造抬升作用时它会逐渐增加,在随后的剥蚀过程中则逐渐降低,当构造又开始活动时面积—高程积分又开始增加(陈彦杰等, 2005)。近年来,一些学者把流域集水区的面积—高程积分理论用来研究流域构造地貌发育的几何特征,并以此反映一个地区构造活动的强弱程度,进而可以得出水系流域的面积—高程积分值与构造活动的相关性(陈彦杰等, 2005; 梁明剑等, 2013; 赵国华等, 2014)。流域地貌特征记录了新构造活动的重要信息(李勇等, 2006; 梁明剑等, 2013),是研究活动造山带及其地震活动有关的构造地貌的重要方法(贾营营等, 2010; 李勇等, 2010, 2013)。

为了研究莲峰、昭通—鲁甸断裂带构造地貌特征,笔者等基于ASTER GDEM数据,提取莲峰、昭通—鲁甸断裂带其周边地区集水区,计算集水区面积—高程积分,并结合野外剖面特征、历史地震、断裂构造特征及其活动性,约束莲峰、昭通—鲁甸断裂带构造活动特征。

1 构造、地貌背景

莲峰、昭通—鲁甸断裂带平行展布于川滇交界东段、四川大凉山南部至云南昭通之间的地区,由莲峰、昭通—鲁甸两条NE向断裂组成(图1a)。由于川滇块体向南南东运动,大凉山次级块体受力向南东运动,遇到稳定的华南地块,在莲峰、昭通—鲁甸断裂带形成边界带(周荣军等, 1997)。川滇菱形块体位于青藏高原的东南隅,整体形状呈菱形,是中国大陆地震活动最强烈的地区之一(张培震等, 2002)。GPS速度矢量主要表现为SE向120°～165°方向运动,在北部的鲜水河一带运动方向为SE120°左右,而到南部的昆明一带变为SE165°左右,显示了鲜水河—小江断裂的左旋走滑运动及向南南东方向的总体运动和顺时针旋转的特征。华南地块在构造运动上相对稳定,内部不发育明显的活动断裂和褶皱,地震活动性相对较弱(张培震等, 2002)。川滇地块的北东边界是第四纪构造活动十分强烈的左旋走滑鲜水河—小江断裂带,该断裂带有历史记载以来发生了17次7级以上强震(国家地震局地壳研究所和云南省地震局, 1990)。新生代以来,随着青藏高原隆升、川滇块体朝南东挤出,NNW—近SN向则木河—小江断裂带和马边—盐津断裂带的发展分别截断了古华蓥山断裂带,使得昭通、莲峰断裂带成为相对独立的断裂带(周荣军等, 1997; 闻学泽等, 2013)。

位于昭通—鲁甸断裂带与莲峰断裂带之间,还存在一条NW向的不连续的断裂带,包谷垴—小河断裂带。据云南省昭通市防震减灾局检测资料可知,此次鲁甸地震主、余震沿包谷垴—小河断裂带呈NW向条带状分布,可以推断发震断裂应为NW向的包谷垴—小河断裂带(图1b)。

研究区地形高差悬殊(图1),最大高程为4034 m,最低高程为291 m。多数地方属深切割的高山峡谷地貌,主要为金沙江水系,呈北东向展布。金沙江河谷带表现出深切割的高山峡谷地貌,越远离金沙江,地貌起伏相对要小(图1c)。金沙江及其支流河谷大多呈“V”型谷,相对高差可达3000 m以上,河道狭窄,河谷堆积物不发育,两岸谷坡陡峻。根据构造隆升地貌特征,将研究区划分为以下地貌单元:金阳褶断隆起区、莲峰褶断隆起区、鲁甸盆地和威宁褶断隆起区(图1c)。以金沙江为界,北西侧的地形起伏大,而南东侧地形则相对平缓。山体走向主要受构造带的制约多呈南北向,而莲峰山则受莲峰断裂的控制呈北东向,表明断裂构造对地貌的塑造过程具有明显的制约作用。

2 数据和方法

2.1 数据

数字高程模型(Digital Elevation Models,简称DEM)是在一定范围内通过规则格网点描述地面高程信息的数据集,用于反映区域地貌形态的空间分布。本文利用DEM数据进行地貌研究的本质是进行高程数据划分和计算过程。本文所用到的数字高程模型数据为ASTER GDEM高程数据,分辨率为90 m。

2.2 原理及计算步骤

面积—高程积分值(HI值)对构造活动、岩性差异和气候变化等因素比较敏感,反映了地表体积残余率,也代表了地貌的发育阶段(Lifton and Chase, 1992; 陈彦杰等, 2005)。根据Strahler(1952)的划分:①HI>0.60,流域地貌演化进入“幼年期”阶段;②HI<0.35,流域地貌进入“老年期”阶段;③ 0.35

如图2所示,在某一集水盆地中,用纵轴表示其由最低到最高的相对高度(即某等高线的高度与流域最低高程之差h,再与流域最大高程差H之比,h/H),用横轴表示在不同高度的等高线上的面积累计百分比(a/A,a为某一等高线以上的累积面积,A为流域总面积),就可以表示流域内不同相对高度的面积积累状况,进而得出一条面积—高程曲线(Strahler, 1952)。计算面积—高程曲线与坐标轴包围的面积,即面积—高程积分值(HI)。后来, Pike和Wilson(1971)提出以流域内的高程起伏比(高差) 作为面积—高程积分的简易算法,公式如下:

(1)

其中:Hmean、Hmax、Hmin分别为集水区的平均高程、最大高程和最小高程。

基于ASTER GDEM数据,利用ArcGIS10.1软件,对研究区流域进行了水系流域提取、地貌切割率和起伏度的统计,最终计算出了该地区HI值,并采用克里金法对获得的HI值进行空间插值,生成HI等值分区图。

3 结果

3.1 地形地貌分区

在提取HI分布图之前,首先对研究区进行了平均坡度和平均地形起伏度的提取,结果如图2。研究区坡度和起伏度变化和分布具有良好的一致性。总体上,沿峨边—烟峰断裂带、莲峰断裂、则木河断裂带、小江断裂带和横向的包谷垴—小河断裂,表现为坡度和起伏度的高值区。提取的横跨莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂的坡度和起伏度剖面(Ⅰ—Ⅰ′剖面,见图2和图5c、d)显示,金沙江以西的金阳褶断隆起区坡度和起伏度变化剧烈,并在金沙江达到最大值,经过莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂开始降低,并在鲁甸盆地达到最低值,进入威宁褶断隆起区又开始增大,但坡度和起伏度仍小于金阳褶断隆起区。

在HI值分析中,为了能识别HI值的空间依赖性,需要对提取的集水盆地进行类型划分。结合前人应用于台湾造山带的划分方法(陈彦杰, 2008; Soria-Jáuregui and Jiménez-Cantizano et al., 2019),将集水盆地划分为3种类型:①平原型,平均高度(Hmean-Hmin)<50 m,且地形起伏度(Hmax-Hmin)<50 m;②丘陵型,50 m<平均高度<500 m,或平均高度<50 m,但高差>50 m;③山地型,平均高度>500 m。具体方法为在 ArcGIS集水盆地图层属性表中,应用 SQL 语言设置条件进行分类,得到分类图(图 3a)。集水区面积对应的HI值的散点图表明,HI值对集水区面积并没有明显相关性(图3b)。3种类型地貌统计结果显示,平原型地貌面积最少,不到0.1%,以Hmax-Hmin为横坐标,Hmean-Hmin为纵坐标进行线性拟合,得出的斜率,即为平原区平均HI值,为0.38(图3c);山地型主要分布在莲峰断裂、小江断裂带、包谷垴—小河断裂和昭通—鲁甸断裂南段以西,约占研究区的36%,拟合得出山地区平均HI值为0.43(图3e),其余为丘陵型,约占64%,平均HI值为0.45(图3d),与山地型相当。地貌类型受断裂控制明显,受莲峰断裂和包谷垴—小河断裂影响的隆升地形构成了鲁甸盆地的西边界。

3.2 面积—高程积分特征

将图3中每一个集水区得出的HI值进行克里金插值得到HI值分布图(图4a),然后按照构造地貌发育阶段的划分方法将研究区划分为幼年期、壮年期和老年期(图4b)。可以看出,金沙江中下游流域盆地HI值与区域地貌隆升、断裂展布具有良好的一致性。幼年期地貌面积较少,零星分布在莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂之间,大部分地区属于壮年期(图4b)。高值区大致与断裂走向一致,而断裂路经地区则表现为相对低值区,揭示了构造活动对地貌发育的控制作用。沿昭通—鲁甸断裂带历史上发生多次5.0～5.5级地震,是一条中、小地震活动带;而且,地震学研究表明,昭通—鲁甸断裂带的鲁甸—彝良段属于应力积累水平较高的断裂段(闻学泽等, 2013)。同样,金阳—美姑一带也呈现出HI值高值区,可能与峨眉金阳隆起有关;永善—雷波一带的HI高值区可能与雷波隆起有关;盐津—屏山一带的HI高值区可能与沐川隆起有关。此外,鲁甸盆地、威宁盆地以及矿山—会泽一带均呈HI低值区,为相对沉降区或稳定区。

总之,金沙江中下游亚集水区HI值分布特征与该地区构造活动导致的地表隆升密切相关。特别是位于莲峰断裂带与昭通—鲁甸断裂带之间高值,揭示了莲峰褶断隆起的隆升状态,即受断裂活动的控制,该地区仍然处于活跃状态。同时,也可以发现,HI值在莲峰、昭通—鲁甸断裂带的NE段与WS段也存在明显差异,大致以包谷垴—小河横向断裂为界,HI高值区被分割成南北两段,揭示了该断裂系统有可能存在不均衡活动性。由此可见,面积—高程积分在很大程度上反映了构造活动对地貌演化的控制作用。

4 地貌发育阶段与面积高程积分值(HI)的影响因素分析

为了更加直观的展示和讨论莲峰断裂和昭通—鲁甸断裂活动对地貌发育的控制作用,沿Ⅰ—Ⅰ′剖面分别拉取了高程、坡度、起伏度横向剖面(图5a—d),并结合地表速度检测(图5e—f)、b值剖面(图5g—h)和断裂带深部电导率(图5i)等资料对研究区构造地貌进行动力学解释。

4.1 由HI值确定的地貌发育阶段

前文对研究区构造地貌发育阶段的平面分布进行了描述。图5b则更加直观的表达了HI值跨域不同构造单元的横向变化:金阳褶断隆起区和威宁褶断隆起区均处于壮年期阶段,而莲峰褶断隆起区HI值变化较大,在靠近莲峰断裂一侧,出现了零星的幼年期地貌,随后向昭通—鲁甸断裂方向骤减,为壮年期,至鲁甸盆地则变为老年期。会泽—彝良断裂的发育又使得HI值逐渐增大,对应了威宁褶断隆起地貌。

4.2 HI值与地貌参数的关系

通过对比发现,HI值与高程、坡度和起伏度具有很好的相关性(图5a—d),金沙江以西,地形高程、坡度和起伏度振幅较大,HI值处于较高水平,即壮年期;而莲峰褶断隆起区和鲁甸盆地的地形高程趋于稳定,坡度和起伏度逐渐减小,且振幅也变小,相对应的,HI值逐渐减小到0.35以下,为老年期。进入威宁褶断隆起区内,HI值连同地形高程、坡度和起伏度又逐渐变大,进入地貌的壮年期发育阶段。因此,隆起区具有地形参数(高程、坡度和起伏度)振幅大、HI值高(壮年期—幼年期),而盆地区具有地形参数振幅小,HI值低(老年期)的变化规律。

4.3 HI值的影响因素分析

集水流域的HI值反映了内外地质营力共同作用下的地貌残留率(邵崇建等, 2015b)。因此,HI值对于研究区的构造、岩性和气候等因素比较敏感。由于研究区范围较小,气候条件差别不大,这里主要讨论构造和岩性对HI值的影响。陈彦杰等(陈彦杰等, 2005)通过提取同一流域不同阈值下的不同面积的集水盆地,并与该研究流域活动构造和年代地层叠加对比分析发现,当阈值在1 km2以下时,岩性和构造均对HI值产生影响,当集水流域阈值在大于2 km2时,HI值则主要反映了构造运动的影响。本文研究区集水区面积基本上均在2 km2以上(图3b),因此可以推断,HI值主要受控于构造活动,而岩性差异不是影响HI值的主要因素。地质填图资料表明,研究区自长城系、震旦系到第四系地层均有所出露,尤以古生界地层分布最为广泛,岩性为海相沉积的灰岩和泥岩;二叠系岩性则以玄武岩为主;三叠系及其以后地层转变为陆相沉积(侏罗系—白垩系地层为一套红色盆地沉积,新生界主要出露在鲁甸盆地附近(图6)。古生界的灰岩主要由CaCO3组成,因此易溶于含有CO2的地表水,抗侵蚀能力较弱;三叠系陆相沉积以砂岩为主,抗侵蚀能力较强;侏罗系—白垩系的红层和第四系松散堆积物的抗侵蚀能力最弱。因此,研究区的地层抗侵蚀能力情况为:三叠系>古生界>侏罗系—白垩系≈第四系。假设HI值主要受控于岩性,则三叠系地层出露的地带,由于其抗侵蚀能力强,则HI值应该最高,但事实并非如此,例如图6a中分布三叠系地层的布拖一带,表现为壮年期甚至为老年期,HI值较低;类似的,彝良以南出露白垩系地层的地区,由于其抗侵蚀能力差,HI值应该较低,但实际上HI值在0.35以上。由以上分析可知,在本研究区,岩性虽然能在一定程度上影响剥蚀作用对地貌形态的刻画,但并不是决定HI值的主要因素。

图6 区域地层分布(a)(据1∶20万昭通幅地质图修改)与研究区HI值分布(b)(其中历史地震据USGS)对比Fig.6 Comparison of regional strata distribution (a) (modified from 1∶200000 Zhaotong geological map) and HI value distribution (b) (historical earthquake data from USGS) in the study area

研究区的构造格架主要形成于燕山期运动,走向以NE向为主,SN向次之,兼具包谷垴—小河断裂的NW向构造,这些不同方向的构造常常交织在一起。这些NE向断裂构造经历了多期断块运动,最新的一期构造运动则表现为逆冲特征(闻学泽等, 2013)。由图1c和图6可知,莲峰断裂带和小江断裂带的HI低值区主要沿金沙江及其支流分布。这表明金沙江及其以西地区的高起伏度和高坡度地形,由强烈的构造抬升作用以及金沙江强烈的下蚀作用。远离金沙江及其支流的地区则表现为壮年期地貌。昭通—鲁甸断裂带北部的鲁甸盆地则表现为老年期地貌,南部地区为壮年期地貌。作为块体边界断裂,随着龙树反冲断层的出现,以及地震活动(图6b)对构造应力的及时释放,使得昭通—鲁甸断裂北部不再具有明显的抬升作用。因此,构造活动是本研究区HI值得主要影响因素,水系和岩性的抗侵蚀性则发挥局部或次要作用。

5 面积—高程积分值(HI)对构造运动的响应

根据前文分析,可将莲峰断裂带及其以西地区看作强烈构造抬升区,而鲁甸盆地则可看作构造抬升作用减弱区和沉积区。1999～2007年期间横跨昭通、莲峰断裂带的GPS监测数据显示(图5e—f):垂直于和平行于断裂走向的水平缩短变形和剪切变形主要发生在莲峰—昭通断裂带的北西侧,南东侧则趋于稳定(闻学泽等, 2013)。反映应力水平的b值剖面也表现出相似的变化特征:从莲峰断裂向昭通断裂方向b值增大,代表了应力由大变小(图g—h)。而HI值在莲峰断裂与昭通断裂之间,存在陡降现象,表明断裂构造区的构造应力和大地构造运动对HI值具有重要影响。

据野外地质调查,莲峰断裂是一条区域性的大断裂,全长约200 km。总体走向NE,断面倾向NW,倾角在60°～80°之间,显示高角度逆冲断层性质。南西段主要发育于古生界内部及其与震旦系之间,北东段则多发育在中生界内。在永善县水竹乡、大井坝花碉村、棉花地及菜园子等地均可见到莲峰断裂的基岩破碎带出露,常可见挤压劈理、挤压透镜体、糜棱岩夹断层泥等构造现象。下盘靠近断面处常发育牵引褶曲。沿断裂走向可见断错地貌,例如,于永善县水竹乡附近莲峰断裂切过山脊和高台地,形成一系列断层垭口和断层槽谷。国家地震局地质研究所和四川地震局(1990)于虹口道班附近对莲峰断裂出露点中的青灰色断层泥的热释光测年为174.7±12.9 ka,电子自旋共振法的测定结果为 141.6±42.4 ka;于瓦厂坝附近取莲峰断裂破碎带中的断层泥做电子自旋共振法测年,结果为 106.2±31.8 ka。这表明断裂在中更新世晚期—晚更新世早期活动强烈。因此,通过对比HI值分布图可以发现,在构造强烈抬升区,HI值反映了集水流域受到强烈的构造抬升和侵蚀的共同作用。

昭通—鲁甸断裂带展布于昭通西边,向北东经小湾子、邀集块、大寨子、袁家坪子,向南东经鲁甸、龙树街、罗马口、铅厂一线,长逾150 km。昭通—鲁甸断裂带为一条规模大、结构复杂的逆冲断裂带(闻学泽等,2013),主要由昭通—鲁甸断裂和龙树断裂组成。其中,昭通—鲁甸断裂为由NW向SE逆冲的主断裂带,而龙树断裂则为反向冲断层。据野外地质调查(四川省地震局),该断裂带控制一系列新生代盆地、甚至第四纪盆地边界,盆地内发育有相关的NW向次级断裂,均具有晚第四纪活动性。在卫星影像上线性形迹十分清晰,断错一系列山脊,形成断层垭口、断层槽谷等地貌,邀集块至青岗岭一带断层地貌尤为明显。邀集块、赵家垭口一带形成断层槽谷地貌,断层槽谷延伸数百米,甚至1～2 km长,偶见有泉眼出露。除此之外,断层切过山脊,还形成一系列断层垭口地貌,断层垭口宽度和规模有向NE收敛的趋势。龙树断裂作为昭通—鲁甸断裂带另一分支,北东起黑石罗,经龙树、新街子、古寨,截止于鲁甸县南西的月亮山附近,构成昭通—鲁甸断裂带的反向逆冲断层(闻学泽等, 2013)。断裂沿线一些山脊被右旋断错,形成一系列断层槽谷等负地形地貌。于龙树乡一带,龙树断裂断错地貌比较明显,断层切过山脊,形成负地貌,山脊被右旋断错约500 m。沿昭通—鲁甸断裂带历史上发生多次5.0～5.5级地震,是一条中、小地震活动带(图6b);而且,地震学研究表明,昭通—鲁甸断裂带的鲁甸—彝良段属于应力积累水平较高的断裂段(闻学泽等, 2013)。综上所述,昭通—鲁甸断裂带晚第四纪活动形迹明显,多处发现其新活动的地质地貌证据。北段的鲁甸盆地隆升减弱,HI值反映了缓慢的构造隆升和沉积作用的共同结果。

6 结论

通过对莲峰、昭通—鲁甸断裂带进行面积—高程积分的研究,得到以下几点认识:

(1)研究区除鲁甸盆地外,大部分地区的地貌发育阶段为壮年期;

(2)研究区面积—高程积分值(HI)主要受控于构造活动,岩性的抗侵蚀性和水系侵蚀发挥局部或次要作用;

(3)面积—高程积分值(HI)对研究区不同构造抬升强度地区的响应方式不同:构造强烈抬升区,HI值反映了集水流域受到强烈的构造抬升和侵蚀的共同作用;构造抬升减弱区,HI值反映了缓慢的构造隆升和沉积作用的共同结果。