云南蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞娣e—高程積分的構(gòu)造地貌研究

秦川,李敬波,鄭立龍,白赟

1)西藏金海礦產(chǎn)資源開發(fā)有限公司(核工業(yè)西藏地質(zhì)調(diào)查院),成都,610059;2)中國地質(zhì)大學(xué)(武漢),武漢,430074;3)中國地質(zhì)調(diào)查局煙臺海岸帶地質(zhì)調(diào)查中心,山東煙臺,264004

內(nèi)容提要:筆者等基于ASTER GDEM數(shù)據(jù),提取蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞Ъ畢^(qū),計算該區(qū)亞流域盆地的面積—高程積分值,并結(jié)合野外剖面特征、歷史地震、斷裂構(gòu)造特征及活動特征等,初步探討了蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞У臉?gòu)造地貌特征及其動力學(xué)機制。得到以下幾點認(rèn)識:① 研究區(qū)除魯?shù)榕璧赝?大部分地區(qū)的地貌發(fā)育階段為壯年期;② 研究區(qū)面積—高程積分值(HI)主要受控于構(gòu)造活動,巖性的抗侵蝕性和水系侵蝕發(fā)揮局部或次要作用;③ 面積—高程積分值(HI)對研究區(qū)不同構(gòu)造抬升強度地區(qū)的響應(yīng)方式不同:構(gòu)造強烈抬升區(qū),HI值反映了集水流域受到強烈的構(gòu)造抬升和侵蝕的共同作用;構(gòu)造抬升減弱區(qū),HI值反映了緩慢的構(gòu)造隆升和沉積作用的共同結(jié)果。

2014年8月3日16時30分,云南省魯?shù)榭h境內(nèi)發(fā)生了Ms6.5級地震,震中為27.1°N,103.3°E,震源深度約12 km(中國地震臺網(wǎng)中心,2014)。發(fā)震斷層為北西向包谷垴—小河斷裂,是北東向蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞П蔽飨蜃呋瑱M斷層(邵崇建等, 2015a)(圖1a)。魯?shù)榈卣鹫鹬兴幍臉?gòu)造單元屬于川滇塊體與華南地塊之間的邊界帶(張培震等, 2003)。作為青藏高原南東向“擠出逃逸”的重要通道,川滇塊體邊界及內(nèi)部廣泛發(fā)育大型走滑斷裂,且地震活動強烈而頻繁(Peltzer et al., 1989; 聞學(xué)澤, 2000; 徐錫偉等, 2003; 李海兵等,2021;張培震等,2022)。GPS資料反演及地表主要活動斷裂研究均表明青藏高原東緣弧形斷裂帶(甘孜—玉樹斷裂、鮮水河斷裂、安寧河斷裂、則木河斷裂、大涼山斷裂和小江斷裂)是一條高速滑動的左旋斷裂帶,具有較大的左旋走滑速率(聞學(xué)澤, 2000, 2003; 向宏發(fā)等, 2000; 徐錫偉等, 2003; 李煜航等, 2014)。因此,魯?shù)榈卣馂橐淮巫笮呋偷卣?圖1b)。

圖1 研究區(qū)地貌及魯?shù)榈卣鸢l(fā)震構(gòu)造特征Fig.1 Geomorphology of the study area and structural characteristics of Ludian earthquake(a)研究區(qū)地貌及構(gòu)造概況;(b)魯?shù)镸s6.5級地震余震精定位分布特征;(c)Ⅰ—Ⅰ′條帶高程剖面,紅色線為最大高程,黑色線為平均高程,藍(lán)色線為最低高程(斷裂構(gòu)造據(jù)徐錫偉等,2014); ① 布拖斷裂;② 金陽斷裂;③ 蓮峰斷裂;④ 龍樹斷裂;⑤ 昭通斷裂;⑥ 會澤—彝良斷裂(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、強烈的地殼變形與斷裂活動作用使得川滇地區(qū)成為中國大陸地震活動最強烈的地區(qū)之一(朱艾斕等,2005),備受地學(xué)界關(guān)注(成爾林, 1981; Peltzer et al., 1989; 謝富仁等, 1993, 2004; 程萬正等, 2003; 徐錫偉等, 2003; 聞學(xué)澤等, 2008)。然而,位于川滇交界東段的NE向昭通、蓮峰斷裂帶是一條地震研究程度相對較低的活動構(gòu)造帶。近年來,該構(gòu)造帶及其附近中—強地震的發(fā)生逐漸頻繁,2003年至2012年共發(fā)生7次5級以上地震,表明該斷裂帶作為一個地震帶開始逐漸活躍起來(聞學(xué)澤等, 2013)。相關(guān)學(xué)者基于區(qū)域活動構(gòu)造與動力學(xué)、震源機制解重定位、GPS形變場等方法,對該斷裂帶進行了發(fā)震構(gòu)造幾何學(xué)、運動學(xué)及其發(fā)震機理的研究,而缺乏流域地貌對構(gòu)造活動的約束。

流域地貌的幾何形態(tài)對構(gòu)造、氣候、巖性等因素的變化非常敏感(李奮生等,2015)。美國地貌學(xué)家Davis(1899)提出了地貌侵蝕循環(huán)理論,認(rèn)為地貌演化與構(gòu)造、營力和時間有關(guān),把地貌演化劃分為3個階段:幼年期、壯年期和老年期(Davis,1899)。之后,Strahler(1952)提出流域的面積—高程積分分析方法,推進了Davis侵蝕循環(huán)理論的定量化研究階段。該方法通過對面積—高程積分值(HI)的計算,反映河流流域內(nèi)地貌的發(fā)育程度。面積—高程積分可以三維地描述地表體積殘余率(陳彥杰等, 2005)。受到構(gòu)造抬升作用時它會逐漸增加,在隨后的剝蝕過程中則逐漸降低,當(dāng)構(gòu)造又開始活動時面積—高程積分又開始增加(陳彥杰等, 2005)。近年來,一些學(xué)者把流域集水區(qū)的面積—高程積分理論用來研究流域構(gòu)造地貌發(fā)育的幾何特征,并以此反映一個地區(qū)構(gòu)造活動的強弱程度,進而可以得出水系流域的面積—高程積分值與構(gòu)造活動的相關(guān)性(陳彥杰等, 2005; 梁明劍等, 2013; 趙國華等, 2014)。流域地貌特征記錄了新構(gòu)造活動的重要信息(李勇等, 2006; 梁明劍等, 2013),是研究活動造山帶及其地震活動有關(guān)的構(gòu)造地貌的重要方法(賈營營等, 2010; 李勇等, 2010, 2013)。

為了研究蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞?gòu)造地貌特征,筆者等基于ASTER GDEM數(shù)據(jù),提取蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞渲苓叺貐^(qū)集水區(qū),計算集水區(qū)面積—高程積分,并結(jié)合野外剖面特征、歷史地震、斷裂構(gòu)造特征及其活動性,約束蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞?gòu)造活動特征。

1 構(gòu)造、地貌背景

蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞叫姓共加诖ǖ峤唤鐤|段、四川大涼山南部至云南昭通之間的地區(qū),由蓮峰、昭通—魯?shù)閮蓷lNE向斷裂組成(圖1a)。由于川滇塊體向南南東運動,大涼山次級塊體受力向南東運動,遇到穩(wěn)定的華南地塊,在蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞纬蛇吔鐜?周榮軍等, 1997)。川滇菱形塊體位于青藏高原的東南隅,整體形狀呈菱形,是中國大陸地震活動最強烈的地區(qū)之一(張培震等, 2002)。GPS速度矢量主要表現(xiàn)為SE向120°～165°方向運動,在北部的鮮水河一帶運動方向為SE120°左右,而到南部的昆明一帶變?yōu)镾E165°左右,顯示了鮮水河—小江斷裂的左旋走滑運動及向南南東方向的總體運動和順時針旋轉(zhuǎn)的特征。華南地塊在構(gòu)造運動上相對穩(wěn)定,內(nèi)部不發(fā)育明顯的活動斷裂和褶皺,地震活動性相對較弱(張培震等, 2002)。川滇地塊的北東邊界是第四紀(jì)構(gòu)造活動十分強烈的左旋走滑鮮水河—小江斷裂帶,該斷裂帶有歷史記載以來發(fā)生了17次7級以上強震(國家地震局地殼研究所和云南省地震局, 1990)。新生代以來,隨著青藏高原隆升、川滇塊體朝南東擠出,NNW—近SN向則木河—小江斷裂帶和馬邊—鹽津斷裂帶的發(fā)展分別截斷了古華鎣山斷裂帶,使得昭通、蓮峰斷裂帶成為相對獨立的斷裂帶(周榮軍等, 1997; 聞學(xué)澤等, 2013)。

位于昭通—魯?shù)閿嗔褞c蓮峰斷裂帶之間,還存在一條NW向的不連續(xù)的斷裂帶,包谷垴—小河斷裂帶。據(jù)云南省昭通市防震減災(zāi)局檢測資料可知,此次魯?shù)榈卣鹬?、余震沿包谷垴—小河斷裂帶呈NW向條帶狀分布,可以推斷發(fā)震斷裂應(yīng)為NW向的包谷垴—小河斷裂帶(圖1b)。

研究區(qū)地形高差懸殊(圖1),最大高程為4034 m,最低高程為291 m。多數(shù)地方屬深切割的高山峽谷地貌,主要為金沙江水系,呈北東向展布。金沙江河谷帶表現(xiàn)出深切割的高山峽谷地貌,越遠(yuǎn)離金沙江,地貌起伏相對要小(圖1c)。金沙江及其支流河谷大多呈“V”型谷,相對高差可達(dá)3000 m以上,河道狹窄,河谷堆積物不發(fā)育,兩岸谷坡陡峻。根據(jù)構(gòu)造隆升地貌特征,將研究區(qū)劃分為以下地貌單元:金陽褶斷隆起區(qū)、蓮峰褶斷隆起區(qū)、魯?shù)榕璧睾屯庱迶嗦∑饏^(qū)(圖1c)。以金沙江為界,北西側(cè)的地形起伏大,而南東側(cè)地形則相對平緩。山體走向主要受構(gòu)造帶的制約多呈南北向,而蓮峰山則受蓮峰斷裂的控制呈北東向,表明斷裂構(gòu)造對地貌的塑造過程具有明顯的制約作用。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 數(shù)據(jù)

數(shù)字高程模型(Digital Elevation Models,簡稱DEM)是在一定范圍內(nèi)通過規(guī)則格網(wǎng)點描述地面高程信息的數(shù)據(jù)集,用于反映區(qū)域地貌形態(tài)的空間分布。本文利用DEM數(shù)據(jù)進行地貌研究的本質(zhì)是進行高程數(shù)據(jù)劃分和計算過程。本文所用到的數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)為ASTER GDEM高程數(shù)據(jù),分辨率為90 m。

2.2 原理及計算步驟

面積—高程積分值(HI值)對構(gòu)造活動、巖性差異和氣候變化等因素比較敏感,反映了地表體積殘余率,也代表了地貌的發(fā)育階段(Lifton and Chase, 1992; 陳彥杰等, 2005)。根據(jù)Strahler(1952)的劃分:①HI>0.60,流域地貌演化進入“幼年期”階段;②HI<0.35,流域地貌進入“老年期”階段;③ 0.35

如圖2所示,在某一集水盆地中,用縱軸表示其由最低到最高的相對高度(即某等高線的高度與流域最低高程之差h,再與流域最大高程差H之比,h/H),用橫軸表示在不同高度的等高線上的面積累計百分比(a/A,a為某一等高線以上的累積面積,A為流域總面積),就可以表示流域內(nèi)不同相對高度的面積積累狀況,進而得出一條面積—高程曲線(Strahler, 1952)。計算面積—高程曲線與坐標(biāo)軸包圍的面積,即面積—高程積分值(HI)。后來, Pike和Wilson(1971)提出以流域內(nèi)的高程起伏比(高差) 作為面積—高程積分的簡易算法,公式如下:

(1)

其中:Hmean、Hmax、Hmin分別為集水區(qū)的平均高程、最大高程和最小高程。

基于ASTER GDEM數(shù)據(jù),利用ArcGIS10.1軟件,對研究區(qū)流域進行了水系流域提取、地貌切割率和起伏度的統(tǒng)計,最終計算出了該地區(qū)HI值,并采用克里金法對獲得的HI值進行空間插值,生成HI等值分區(qū)圖。

3 結(jié)果

3.1 地形地貌分區(qū)

在提取HI分布圖之前,首先對研究區(qū)進行了平均坡度和平均地形起伏度的提取,結(jié)果如圖2。研究區(qū)坡度和起伏度變化和分布具有良好的一致性?？傮w上,沿峨邊—煙峰斷裂帶、蓮峰斷裂、則木河斷裂帶、小江斷裂帶和橫向的包谷垴—小河斷裂,表現(xiàn)為坡度和起伏度的高值區(qū)。提取的橫跨蓮峰斷裂和昭通—魯?shù)閿嗔训钠露群推鸱绕拭?Ⅰ—Ⅰ′剖面,見圖2和圖5c、d)顯示,金沙江以西的金陽褶斷隆起區(qū)坡度和起伏度變化劇烈,并在金沙江達(dá)到最大值,經(jīng)過蓮峰斷裂和昭通—魯?shù)閿嗔验_始降低,并在魯?shù)榕璧剡_(dá)到最低值,進入威寧褶斷隆起區(qū)又開始增大,但坡度和起伏度仍小于金陽褶斷隆起區(qū)。

在HI值分析中,為了能識別HI值的空間依賴性,需要對提取的集水盆地進行類型劃分。結(jié)合前人應(yīng)用于臺灣造山帶的劃分方法(陳彥杰, 2008; Soria-Jáuregui and Jiménez-Cantizano et al., 2019),將集水盆地劃分為3種類型: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。具體方法為在 ArcGIS集水盆地圖層屬性表中,應(yīng)用 SQL 語言設(shè)置條件進行分類,得到分類圖(圖 3a)。集水區(qū)面積對應(yīng)的HI值的散點圖表明,HI值對集水區(qū)面積并沒有明顯相關(guān)性(圖3b)。3種類型地貌統(tǒng)計結(jié)果顯示,平原型地貌面積最少,不到0.1%,以Hmax-Hmin為橫坐標(biāo),Hmean-Hmin為縱坐標(biāo)進行線性擬合,得出的斜率,即為平原區(qū)平均HI值,為0.38(圖3c);山地型主要分布在蓮峰斷裂、小江斷裂帶、包谷垴—小河斷裂和昭通—魯?shù)閿嗔涯隙我晕?約占研究區(qū)的36%,擬合得出山地區(qū)平均HI值為0.43(圖3e),其余為丘陵型,約占64%,平均HI值為0.45(圖3d),與山地型相當(dāng)。地貌類型受斷裂控制明顯,受蓮峰斷裂和包谷垴—小河斷裂影響的隆升地形構(gòu)成了魯?shù)榕璧氐奈鬟吔纭?/p>

3.2 面積—高程積分特征

將圖3中每一個集水區(qū)得出的HI值進行克里金插值得到HI值分布圖(圖4a),然后按照構(gòu)造地貌發(fā)育階段的劃分方法將研究區(qū)劃分為幼年期、壯年期和老年期(圖4b)?？梢钥闯?金沙江中下游流域盆地HI值與區(qū)域地貌隆升、斷裂展布具有良好的一致性。幼年期地貌面積較少,零星分布在蓮峰斷裂和昭通—魯?shù)閿嗔阎g,大部分地區(qū)屬于壯年期(圖4b)。高值區(qū)大致與斷裂走向一致,而斷裂路經(jīng)地區(qū)則表現(xiàn)為相對低值區(qū),揭示了構(gòu)造活動對地貌發(fā)育的控制作用。沿昭通—魯?shù)閿嗔褞v史上發(fā)生多次5.0～5.5級地震,是一條中、小地震活動帶;而且,地震學(xué)研究表明,昭通—魯?shù)閿嗔褞У聂數(shù)椤土级螌儆趹?yīng)力積累水平較高的斷裂段(聞學(xué)澤等, 2013)。同樣,金陽—美姑一帶也呈現(xiàn)出HI值高值區(qū),可能與峨眉金陽隆起有關(guān);永善—雷波一帶的HI高值區(qū)可能與雷波隆起有關(guān);鹽津—屏山一帶的HI高值區(qū)可能與沐川隆起有關(guān)。此外,魯?shù)榕璧?、威寧盆地以及礦山—會澤一帶均呈HI低值區(qū),為相對沉降區(qū)或穩(wěn)定區(qū)。

總之,金沙江中下游亞集水區(qū)HI值分布特征與該地區(qū)構(gòu)造活動導(dǎo)致的地表隆升密切相關(guān)。特別是位于蓮峰斷裂帶與昭通—魯?shù)閿嗔褞еg高值,揭示了蓮峰褶斷隆起的隆升狀態(tài),即受斷裂活動的控制,該地區(qū)仍然處于活躍狀態(tài)。同時,也可以發(fā)現(xiàn),HI值在蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞У腘E段與WS段也存在明顯差異,大致以包谷垴—小河橫向斷裂為界,HI高值區(qū)被分割成南北兩段,揭示了該斷裂系統(tǒng)有可能存在不均衡活動性。由此可見,面積—高程積分在很大程度上反映了構(gòu)造活動對地貌演化的控制作用。

4 地貌發(fā)育階段與面積高程積分值(HI)的影響因素分析

為了更加直觀的展示和討論蓮峰斷裂和昭通—魯?shù)閿嗔鸦顒訉Φ孛舶l(fā)育的控制作用,沿Ⅰ—Ⅰ′剖面分別拉取了高程、坡度、起伏度橫向剖面(圖5a—d),并結(jié)合地表速度檢測(圖5e—f)、b值剖面(圖5g—h)和斷裂帶深部電導(dǎo)率(圖5i)等資料對研究區(qū)構(gòu)造地貌進行動力學(xué)解釋。

4.1 由HI值確定的地貌發(fā)育階段

前文對研究區(qū)構(gòu)造地貌發(fā)育階段的平面分布進行了描述。圖5b則更加直觀的表達(dá)了HI值跨域不同構(gòu)造單元的橫向變化:金陽褶斷隆起區(qū)和威寧褶斷隆起區(qū)均處于壯年期階段,而蓮峰褶斷隆起區(qū)HI值變化較大,在靠近蓮峰斷裂一側(cè),出現(xiàn)了零星的幼年期地貌,隨后向昭通—魯?shù)閿嗔逊较蝮E減,為壯年期,至魯?shù)榕璧貏t變?yōu)槔夏昶?。會澤—彝良斷裂的發(fā)育又使得HI值逐漸增大,對應(yīng)了威寧褶斷隆起地貌。

4.2 HI值與地貌參數(shù)的關(guān)系

通過對比發(fā)現(xiàn),HI值與高程、坡度和起伏度具有很好的相關(guān)性(圖5a—d),金沙江以西,地形高程、坡度和起伏度振幅較大,HI值處于較高水平,即壯年期;而蓮峰褶斷隆起區(qū)和魯?shù)榕璧氐牡匦胃叱腾呌诜€(wěn)定,坡度和起伏度逐漸減小,且振幅也變小,相對應(yīng)的,HI值逐漸減小到0.35以下,為老年期。進入威寧褶斷隆起區(qū)內(nèi),HI值連同地形高程、坡度和起伏度又逐漸變大,進入地貌的壯年期發(fā)育階段。因此,隆起區(qū)具有地形參數(shù)(高程、坡度和起伏度)振幅大、HI值高(壯年期—幼年期),而盆地區(qū)具有地形參數(shù)振幅小,HI值低(老年期)的變化規(guī)律。

4.3 HI值的影響因素分析

集水流域的HI值反映了內(nèi)外地質(zhì)營力共同作用下的地貌殘留率(邵崇建等, 2015b)。因此,HI值對于研究區(qū)的構(gòu)造、巖性和氣候等因素比較敏感。由于研究區(qū)范圍較小,氣候條件差別不大,這里主要討論構(gòu)造和巖性對HI值的影響。陳彥杰等(陳彥杰等, 2005)通過提取同一流域不同閾值下的不同面積的集水盆地,并與該研究流域活動構(gòu)造和年代地層疊加對比分析發(fā)現(xiàn),當(dāng)閾值在1 km2以下時,巖性和構(gòu)造均對HI值產(chǎn)生影響,當(dāng)集水流域閾值在大于2 km2時,HI值則主要反映了構(gòu)造運動的影響。本文研究區(qū)集水區(qū)面積基本上均在2 km2以上(圖3b),因此可以推斷,HI值主要受控于構(gòu)造活動,而巖性差異不是影響HI值的主要因素。地質(zhì)填圖資料表明,研究區(qū)自長城系、震旦系到第四系地層均有所出露,尤以古生界地層分布最為廣泛,巖性為海相沉積的灰?guī)r和泥巖;二疊系巖性則以玄武巖為主;三疊系及其以后地層轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴喑练e(侏羅系—白堊系地層為一套紅色盆地沉積,新生界主要出露在魯?shù)榕璧馗浇?圖6)。古生界的灰?guī)r主要由CaCO3組成,因此易溶于含有CO2的地表水,抗侵蝕能力較弱;三疊系陸相沉積以砂巖為主,抗侵蝕能力較強;侏羅系—白堊系的紅層和第四系松散堆積物的抗侵蝕能力最弱。因此,研究區(qū)的地層抗侵蝕能力情況為:三疊系>古生界>侏羅系—白堊系≈第四系。假設(shè)HI值主要受控于巖性,則三疊系地層出露的地帶,由于其抗侵蝕能力強,則HI值應(yīng)該最高,但事實并非如此,例如圖6a中分布三疊系地層的布拖一帶,表現(xiàn)為壯年期甚至為老年期,HI值較低;類似的,彝良以南出露白堊系地層的地區(qū),由于其抗侵蝕能力差,HI值應(yīng)該較低,但實際上HI值在0.35以上。由以上分析可知,在本研究區(qū),巖性雖然能在一定程度上影響剝蝕作用對地貌形態(tài)的刻畫,但并不是決定HI值的主要因素。

圖6 區(qū)域地層分布(a)(據(jù)1∶20萬昭通幅地質(zhì)圖修改)與研究區(qū)HI值分布(b)(其中歷史地震據(jù)USGS)對比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

研究區(qū)的構(gòu)造格架主要形成于燕山期運動,走向以NE向為主,SN向次之,兼具包谷垴—小河斷裂的NW向構(gòu)造,這些不同方向的構(gòu)造常常交織在一起。這些NE向斷裂構(gòu)造經(jīng)歷了多期斷塊運動,最新的一期構(gòu)造運動則表現(xiàn)為逆沖特征(聞學(xué)澤等, 2013)。由圖1c和圖6可知,蓮峰斷裂帶和小江斷裂帶的HI低值區(qū)主要沿金沙江及其支流分布。這表明金沙江及其以西地區(qū)的高起伏度和高坡度地形,由強烈的構(gòu)造抬升作用以及金沙江強烈的下蝕作用。遠(yuǎn)離金沙江及其支流的地區(qū)則表現(xiàn)為壯年期地貌。昭通—魯?shù)閿嗔褞П辈康聂數(shù)榕璧貏t表現(xiàn)為老年期地貌,南部地區(qū)為壯年期地貌。作為塊體邊界斷裂,隨著龍樹反沖斷層的出現(xiàn),以及地震活動(圖6b)對構(gòu)造應(yīng)力的及時釋放,使得昭通—魯?shù)閿嗔驯辈坎辉倬哂忻黠@的抬升作用。因此,構(gòu)造活動是本研究區(qū)HI值得主要影響因素,水系和巖性的抗侵蝕性則發(fā)揮局部或次要作用。

5 面積—高程積分值(HI)對構(gòu)造運動的響應(yīng)

根據(jù)前文分析,可將蓮峰斷裂帶及其以西地區(qū)看作強烈構(gòu)造抬升區(qū),而魯?shù)榕璧貏t可看作構(gòu)造抬升作用減弱區(qū)和沉積區(qū)。1999～2007年期間橫跨昭通、蓮峰斷裂帶的GPS監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示(圖5e—f):垂直于和平行于斷裂走向的水平縮短變形和剪切變形主要發(fā)生在蓮峰—昭通斷裂帶的北西側(cè),南東側(cè)則趨于穩(wěn)定(聞學(xué)澤等, 2013)。反映應(yīng)力水平的b值剖面也表現(xiàn)出相似的變化特征:從蓮峰斷裂向昭通斷裂方向b值增大,代表了應(yīng)力由大變小(圖g—h)。而HI值在蓮峰斷裂與昭通斷裂之間,存在陡降現(xiàn)象,表明斷裂構(gòu)造區(qū)的構(gòu)造應(yīng)力和大地構(gòu)造運動對HI值具有重要影響。

據(jù)野外地質(zhì)調(diào)查,蓮峰斷裂是一條區(qū)域性的大斷裂,全長約200 km?？傮w走向NE,斷面傾向NW,傾角在60°～80°之間,顯示高角度逆沖斷層性質(zhì)。南西段主要發(fā)育于古生界內(nèi)部及其與震旦系之間,北東段則多發(fā)育在中生界內(nèi)。在永善縣水竹鄉(xiāng)、大井壩花碉村、棉花地及菜園子等地均可見到蓮峰斷裂的基巖破碎帶出露,?？梢姅D壓劈理、擠壓透鏡體、糜棱巖夾斷層泥等構(gòu)造現(xiàn)象。下盤靠近斷面處常發(fā)育牽引褶曲。沿斷裂走向可見斷錯地貌,例如,于永善縣水竹鄉(xiāng)附近蓮峰斷裂切過山脊和高臺地,形成一系列斷層埡口和斷層槽谷。國家地震局地質(zhì)研究所和四川地震局(1990)于虹口道班附近對蓮峰斷裂出露點中的青灰色斷層泥的熱釋光測年為174.7±12.9 ka,電子自旋共振法的測定結(jié)果為 141.6±42.4 ka;于瓦廠壩附近取蓮峰斷裂破碎帶中的斷層泥做電子自旋共振法測年,結(jié)果為 106.2±31.8 ka。這表明斷裂在中更新世晚期—晚更新世早期活動強烈。因此,通過對比HI值分布圖可以發(fā)現(xiàn),在構(gòu)造強烈抬升區(qū),HI值反映了集水流域受到強烈的構(gòu)造抬升和侵蝕的共同作用。

昭通—魯?shù)閿嗔褞д共加谡淹ㄎ鬟?向北東經(jīng)小灣子、邀集塊、大寨子、袁家坪子,向南東經(jīng)魯?shù)?、龍樹街、羅馬口、鉛廠一線,長逾150 km。昭通—魯?shù)閿嗔褞橐粭l規(guī)模大、結(jié)構(gòu)復(fù)雜的逆沖斷裂帶(聞學(xué)澤等,2013),主要由昭通—魯?shù)閿嗔押妄垬鋽嗔呀M成。其中,昭通—魯?shù)閿嗔褳橛蒒W向SE逆沖的主斷裂帶,而龍樹斷裂則為反向沖斷層。據(jù)野外地質(zhì)調(diào)查(四川省地震局),該斷裂帶控制一系列新生代盆地、甚至第四紀(jì)盆地邊界,盆地內(nèi)發(fā)育有相關(guān)的NW向次級斷裂,均具有晚第四紀(jì)活動性。在衛(wèi)星影像上線性形跡十分清晰,斷錯一系列山脊,形成斷層埡口、斷層槽谷等地貌,邀集塊至青崗嶺一帶斷層地貌尤為明顯。邀集塊、趙家埡口一帶形成斷層槽谷地貌,斷層槽谷延伸數(shù)百米,甚至1～2 km長,偶見有泉眼出露。除此之外,斷層切過山脊,還形成一系列斷層埡口地貌,斷層埡口寬度和規(guī)模有向NE收斂的趨勢。龍樹斷裂作為昭通—魯?shù)閿嗔褞Я硪环种?北東起黑石羅,經(jīng)龍樹、新街子、古寨,截止于魯?shù)榭h南西的月亮山附近,構(gòu)成昭通—魯?shù)閿嗔褞У姆聪蚰鏇_斷層(聞學(xué)澤等, 2013)。斷裂沿線一些山脊被右旋斷錯,形成一系列斷層槽谷等負(fù)地形地貌。于龍樹鄉(xiāng)一帶,龍樹斷裂斷錯地貌比較明顯,斷層切過山脊,形成負(fù)地貌,山脊被右旋斷錯約500 m。沿昭通—魯?shù)閿嗔褞v史上發(fā)生多次5.0～5.5級地震,是一條中、小地震活動帶(圖6b);而且,地震學(xué)研究表明,昭通—魯?shù)閿嗔褞У聂數(shù)椤土级螌儆趹?yīng)力積累水平較高的斷裂段(聞學(xué)澤等, 2013)。綜上所述,昭通—魯?shù)閿嗔褞淼谒募o(jì)活動形跡明顯,多處發(fā)現(xiàn)其新活動的地質(zhì)地貌證據(jù)。北段的魯?shù)榕璧芈∩郎p弱,HI值反映了緩慢的構(gòu)造隆升和沉積作用的共同結(jié)果。

6 結(jié)論

通過對蓮峰、昭通—魯?shù)閿嗔褞нM行面積—高程積分的研究,得到以下幾點認(rèn)識:

(1)研究區(qū)除魯?shù)榕璧赝?大部分地區(qū)的地貌發(fā)育階段為壯年期;

(2)研究區(qū)面積—高程積分值(HI)主要受控于構(gòu)造活動,巖性的抗侵蝕性和水系侵蝕發(fā)揮局部或次要作用;

(3)面積—高程積分值(HI)對研究區(qū)不同構(gòu)造抬升強度地區(qū)的響應(yīng)方式不同:構(gòu)造強烈抬升區(qū),HI值反映了集水流域受到強烈的構(gòu)造抬升和侵蝕的共同作用;構(gòu)造抬升減弱區(qū),HI值反映了緩慢的構(gòu)造隆升和沉積作用的共同結(jié)果。