龙门山断裂带晚新生代以来分段活动的地形地貌表现

张 微，姚 琪，杨金中，于 浩，吴建勇

(1.中国国土资源航空物探遥感中心，北京 100083;2.中国地震台网中心，北京 100045;3.新疆维吾尔自治区地质矿产勘查开发局信息中心，乌鲁木齐 830000;4.浙江省地质矿产研究所，杭州 310012)

0 引言

位于青藏高原东缘的龙门山断裂带自古生代以来就具有走向分段性，这种分段性在基底性质及展布、地层发育及演化历史、变形特征、沉降与隆升特征和活动构造等多个方面均表现为沿走向南、中、北三段式构造格局[1-3]。古地震分析[4]、历史与现代地震资料[5]、GPS 速度场[6]，以及汶川地震的震源传播过程[7]、中小震震源机制解等[8]表明，地表破裂带位移分布[9]均从不同的时间尺度说明龙门山断裂带活动的分段性持续至今。

晚更新世以来，青藏高原东缘进入最新构造变动阶段，然而整个川西高原上的地形仍然保留了上新世至早更新世强烈活动的遗迹，并叠加了最新的局部构造改造以及侵蚀改造作用。这种构造作用引起的地形地貌的叠加为研究晚新生代以来的构造演化提供了依据。然而人们把更多注意力集中在龙门山断裂带活动构造、晚近时期快速隆起的岷山断裂带[10]，以及作为青藏高原东缘变形响应的整个川滇地区[11]，很少从分段活动特征的角度来探讨龙门山断裂带及其周边地区大尺度的地形地貌特征。虽然在龙门山断裂带野外地震地质调查中有关于各段部分地区地貌的详细描述[12]，但缺乏对南、中、北三段地形地貌与构造活动的成因关系分析。

本文利用遥感数字图像处理、DEM高程分析、局部高程差和地形坡度综合分析龙门山断裂带及周边地区地形地貌与晚新生代以来的构造活动的关系，并与汶川地震造成的地表同震位移和区域变形场特征进行对比，分析龙门山断裂带晚新生代以来各段的活动性特征，为研究龙门山断裂带新生代以来的构造演化和青藏高原东缘变形模式提供参考。

1 区域构造背景

龙门山构造带位于四川盆地以西、松潘甘孜褶皱带与扬子板块碰撞衔接处，北以祁—秦—昆EW向构造带为界，南与康滇SN向构造带相接，是一个复杂的逆冲推覆系统[13]。该构造带在志留纪至中三叠世受多条倾向NW的同沉积断裂控制，晚三叠世以来则遭受NW—SE向挤压、抬升和剥蚀，形成逆冲推覆构造，并且印—藏碰撞的持续挤压作用使得晚新生代构造变形不断向东扩展[14]。

龙门山断裂带长约500 km，宽40～50 km，是龙门山推覆构造带的重要组成部分，由后山断裂(北段青川断裂、中段汶川—茂汶断裂、南段耿达—陇东断裂)，中央断裂(北段茶坝—林庵寺断裂、中段北川—映秀断裂、南段盐井—五龙断裂)，前山断裂(北段江油—广元断裂、中段灌县—江油断裂、南段双石—大川断裂)和山前隐伏断裂等4条近于平行的断裂组成[5](图 1)。

图1 龙门山断裂带及其邻区构造简图Fig.1 Tectonic sketch map of Longmenshan fault zone and its adjacent regions

沿走向以北川—安县与卧龙—怀远一线为界，龙门山断裂带可三分为北段、中段和南段[3]，北段以出露轿子顶基底杂岩和唐王寨向斜及其前缘叠瓦冲断系为主要特征，中段以出露彭灌基底杂岩及其前缘发育飞来蜂为典型特征，南段以出露五龙、宝兴基底杂岩及其前缘发育飞来蜂为典型特征。自NE向SW，龙门山冲断带沿走向具有构造起始和定型时期渐晚、脆性渐强、前陆卷入变形的程度渐强、新生代隆升渐快和活动性增强的变化趋势[15]。

在印支期与燕山期，龙门山构造带中北段活动较强，由NE向SW逐渐扩展的特征;上新世—早更新世时期(5.0～0.8 Ma)，龙门山构造带继承了印支期和燕山期构造格架，开始快速崛起，中南段活动增强，具有强烈的基底拆离和向东逆冲作用，形成了卷入盖层的断层相关褶皱，构造活动由SW向NE逐渐扩展和递进;在0.8 Ma发生的构造事件之后，整个川西高原整体抬升，进入了深切河谷发育时期，川西高原“V”型谷地开始形成[16]。

2 地形地貌特征

本文采用的地形地貌研究对象主要包括区域高程、局部高程差和地形坡度。其中，区域地形高程采用ETM+和STRM数据，空间分辨率分别为15 m和90 m;局部地形起伏(用(°)表示)(local topographic relief，LTR)为基于该区域DEM数据、在一定取样区间(川西地区采用900 m×900 m正方形区且采用1/4分析窗重合进行平滑，龙门山地区则采用500 m×500 m正方形区)内海拔最高值和最低值的差，可量化体现地势起伏程度或地形粗糙程度，为构造作用与地表剥蚀过程相互作用的结果，是研究造山带、高原山脉等发育演化的基本指标之一[17];地形坡度则为某点处的绝对坡度值，在本文中为基于DEM数据的地形光滑度平均值(用(°)表示)。

2.1 区域地形

根据龙门山断裂带及周边地区地形特征显示(图2)，龙门山断裂带的地形不同于其南北两侧。龙门山断裂带是高海拔的川西高原与低海拔的四川盆地之间的边界，在水平距离约60 km内海拔从4 000 m急速降低到600 m。其北侧海拔仅2 000 m，且在较长的水平距离内向四川盆地的600 m海拔高度过渡;其南侧海拔在水平距离100～400 km内由4 000 m向600 m逐渐降低，且越向南降低幅度越缓。因此，龙门山是北侧低地形和南侧高地形的过渡区域，具有北段高程低、中段和南段高程高的特点，而南北两端的高差高达±3 500 m左右(剖面“A1-A1′”，图3(左)，剖面线位置见图5(b)，余同)。这种地形的南北差异在横跨虎牙断裂南端的地形剖面“A2-A2′”(图3(右))上尚有表现，但表现为自南向北缓慢下降且南北高差仅约±1 500 m的特征。这种地形变化说明龙门山断裂带作为川西高原隆升的边界，其新生代以来的构造隆升具有明显的南北差异。

图2 龙门山断裂带及周边地区地形特征Fig.2 Topographic characteristics of Longmenshan fault zone and its adjacent regions

图3 研究区“A1－A1'”(左)和“A2－A2'”(右)剖面图Fig.3 Section maps of“A1－A1'”(left)and“A2－A2'”(right)in study area

从倾向方向上来看，龙门山断裂带及其周边地区自西向东可划分为3个地貌单元，即中央断裂带以西的高山地貌区(海拔大于2 000 m)、北川—映秀断裂带与山前断裂带之间的丘陵地貌区(海拔1 000～2 000 m)和山前断裂带东南的平原地貌区(海拔400～700 m)，在地形剖面上普遍表现为西北高、东南低，呈阶梯状分布。然而，这种地貌的阶梯状分布在龙门山的北段、中段和南段各有不同。断裂北段剖面“B1-B1′”(图4(左))横跨临江断裂及龙门山断裂带北段，其海拔普遍在1 000～2 000 m，地形包络线表明北段地形具有自北向南缓慢下降的特征，盆山边界模糊;中段剖面“B2-B2′”(图 4(中))横跨龙日坝断裂和龙门山断裂带，显示了川西高原和龙门山断裂带鲜明的盆山边界，地形在水平距离约50～60 km范围内高程从4 000 m下降到±600 m;南段剖面“B3-B3′”(图 4(右))剖面线同样有显示龙门山断裂带西侧的高地形与四川盆地低地形之间的变化。虽然在该剖面上盆山边界明显，但是地形在水平距离近100 km的范围内较为缓慢地从5 000 m下降到±600 m，其陡峻程度远不如中段。此外，横跨岷江断裂和虎牙断裂的地形剖面显示这2条断裂已经形成新的盆山界面[18]，地形高差在水平距离约50 km范围内达到±3 000 m，体现了这2条断裂晚新生代以来重要的屏障作用。

图4 研究区“B1－B1'”(左)、“B2－B2'”(中)和“B3－B3'”(右)剖面图Fig.4 Section maps of“B1－B1'”(left)，“B2－ B2'”(middle)and“B3－B3'”(right)in study area

2.2 局部高程差与地形坡度

龙门山断裂带及其周边地区的局部高程差图(图5)显示，该地区的地形起伏集中在龙门山断裂带与龙日坝断裂带之间，向东北延伸至东昆仑断裂带南端，向东南则广泛分布在川滇地区。值得注意的是，鲜水河断裂带两侧地形起伏表现出截然不同的特征，断裂西侧仅雅砻江流域局部高程差较大，且该高值呈线状分布，勾画出河道位置，为河流侵蚀高程差(fluvial relief)造成。以玉农希断裂为界，其东侧的贡嘎山附近地形起伏增大且向南延伸，与水系分布关系不紧密，在接近鲜水河断裂处局部高程差高达700 m，为受构造活动控制。在鲜水河断裂东侧，尤其是在龙门山断裂带以西与龙门山断裂紧邻地区，地形起伏增大，局部高程差多为500～700 m;局部高程差在鲜水河断裂的端部，以及2条断裂的交汇处康定地区更是高达800 m。然而，地形起伏最大的地点呈线性，基本上沿着大渡河分布，表明该处地形起伏是构造活动和河流侵蚀共同作用的结果，但河流侵蚀的作用略大于构造活动。

图5 龙门山断裂带局部高程差分布图Fig.5 Local height difference maps of Longmenshan fault zone

龙门山断裂带局部地区更小尺度(500 m×500 m)的地形起伏特征图(图5(b))和坡度分布(图6)显示，该区域的局部高程差和高坡度集中在龙日坝断裂和龙门山断裂之间，这部分区域也是高地形与低地形的过渡边界，表现出造山带的地形地貌特征。

图6 龙门山断裂带局部坡度分布图Fig.6 Local slope map of Longmenshan fault zone

龙日坝断裂以西地区具有高地形、低局部高程差和低坡度(剖面“A4-A4′”)，表现出残留面的特征(图7)。

图7 研究区“A4－A4'”剖面图Fig.7 Section map of“A4－ A4'”in study area

龙门山断裂带以东的四川盆地则具有低地形、低局部高程差和低坡度的特征，表现出沉积速率大于或等于侵蚀速率，低构造活动性的前陆特征。

从平行于龙门山断裂带走向的剖面来看，横跨龙门山断裂带的剖面“A1-A1′”(图3(左))局部高程差大多在200～600 m之间，坡度大多介于20°～40°之间，自南向北不仅地形高度降低，局部高程差也有所降低，但坡度基本不变，表明龙门山断裂带南段较高的地形高度和局部高程差是构造运动造成的。紧邻龙门山断裂带的剖面“A2-A2′”(图3(右))的局部高程差普遍大于剖面“A1-A1′”(图3(左))的局部高程差，且在耿达—陇东断裂以南介于200～600 m之间，在耿达—陇东断裂和虎牙断裂之间(即龙门山断裂带的中南段)普遍高于600 m，在虎牙断裂和临江断裂之间则多在200～600 m之间，临江断裂以北则局部高程差进一步降低。“A2-A2′”剖面(图3(右))的坡度较大，介于 40°～60°之间;但没有明显的变化趋势，表明紧邻龙门山断裂的地区河流侵蚀作用对地形起伏的影响明显，但地形与地形起伏仍然主要受控于构造活动，以虎牙断裂为界，表现出分段性。然而距龙门山断裂带约100 km 的“A3-A3′”剖面(图8(左))显示，该处局部高程差再次降低，介于200～600 m之间，在对应于龙门山断裂带中段的地区具有较高的局部高程差，但坡度与其他区域基本一致，表明受龙门山断裂带构造活动的影响。该剖面还表明岷江断裂两侧具有不同的地形起伏与坡度特征(“C1-C1′”剖面(图8(右))，可能是由于岷江断裂东西两侧晚新生代以来的不均衡抬升造成的。

图8 研究区“A3－A3'”(左)和“C1－C1'”(右)剖面图Fig.8 Section maps of“A3－A3'”(left)and“C1－C1'”(right)

龙门山断裂带北段(图4(左))、中段(图4(中))和南段(图4(右))垂直于走向的剖面显示，自西北向东南局部高程差呈阶梯式增大，在越过龙门山断裂带后急速降低;坡度也具有自龙日坝断裂向龙门山断裂增大，自龙门山断裂向四川盆地减小的趋势。在龙门山断裂带北段，局部高程差基本上与坡度呈正相关，表明该段地形起伏以河流侵蚀为主导，但仍旧保持了早期构造活动造成的地形，但在青川断裂附近在坡度不变的情况下局部高程差陡然升高而后降低，可能是构造活动的迹象。在龙门山中段，局部高程差自龙日坝断裂始呈阶梯状增大，在龙门山断裂带后缘达到600 m;自北川—映秀断裂逐渐降低，在灌县—江油断裂处形成高达500 m的落差;这个强烈的落差也反映在坡度上，坡度自龙日坝断裂始急速增长，并在近200 km的水平距离内保持了接近40°的高值，显示该处受到强烈的河流侵蚀作用;但局部高程差是由构造活动占主导的。在龙门山南段，高地形对应于高局部高程差和高坡度;但在龙门山断裂带附近，局部高程差向四川盆地缓慢降低，却在降低过程中维持了较高的坡度，表明南段虽然保持了早期构造活动的高地形，但局部高程差受河流侵蚀影响很大。

由以上分析可以看出，龙门山断裂带及其周边地区的地形、局部高程差和坡度分布表现出了分段性:以虎牙断裂为界，龙门山断裂带北段地形地貌受河流侵蚀控制，但在青川断裂附近也表现出一定构造活动的迹象;中段虽然地表海拔不是最高的，但构造活动控制了地形起伏;而在汶川地震震中南侧的区域也受到河流的强烈侵蚀作用，构造活动对地形起伏贡献不大。但由于龙门山断裂带与鲜水河断裂带之间的相互作用，在靠近鲜水河断裂的区域，地形地貌还是受构造活动控制。因此可推测，中段的地形是在上新世至早更新世期间较弱的构造变形的基础上，叠加了晚更新世以来的强烈构造活动的结果，即中段构造活动较强，南段较弱，北段最弱。龙门山断裂带的分段性活动对地形起伏度的影响范围要大于对地形的影响范围，考虑到龙门山构造带的地形是多期构造活动叠加的结果，推测最新的构造活动以龙门山断裂带中段为主，而影响范围更为广阔。

龙门山断裂北段活动减弱可能是由于岷山隆起对龙门山北段的屏障作用造成的;而中段自晚新生代以来在斜向挤压应力作用下与岷山隆起共同构成了该块体持续受到挤压作用的界带;南段则随着鲜水河断裂带的持续活动在断裂之间的交接处产生挤压。

3 汶川地震特征与地形地貌的关系

2008年的汶川地震[19]是龙门山断裂带现今构造活动最直接的反映。对比汶川地震引发的地表位移与沿地表破裂带分布的地形地貌(图9)，可见汶川地表破裂带位移分布与地形高程分布有一定差异，但与局部高程差的分布基本一致。

图9 地表位移分布、分段及地形Fig.9 Maps of distribution，segmentation and terrain of displacement of ground surface

沿灌县—江油断裂分布的地表破裂带在白鹿、汉旺等地具有较高的位移量，然而地形高度却自南向北逐渐降低，至汉旺处海拔小于1 000 m。虽然沱江和凯江的河道侵蚀影响了地形起伏，但该段局部高程差分布较为均匀，且在汉旺具有局部高值，表明该段地表起伏受构造活动控制，但新近的构造活动尚未改变地形。

沿北川—映秀断裂，地形明显具有自南向北逐渐降低的趋势，但地表破裂带同震位移自南向北垂直位移分量逐渐减少，而水平位移分量逐渐增多，其分布具有分段性(图9)。沿着该断裂，局部高程差普遍低于400 m，也具有分段性:①在小鱼洞以西(即虹口段)，同震位移量较大，且在深溪沟出具有异常高值，局部高程差介于200～300 m之间，具有自南向北缓慢下降的趋势，在深溪沟也具有异常高值(达400 m)，但由于该处的高坡度，不能确定该处地形异常粗糙是否主要受构造活动影响;②在小鱼洞以东的龙门山镇—清平段，垂直位移分量尚大于水平位移分量，但位移量总体小于虹口段，与该处的高地形相反，在该段局部高程差也小于其他段落(约200 m);③在高川与擂鼓之间，即北川—映秀地表破裂带南北段的分界区域，局部高程差迅速增大(达300～400 m);④在北川—南坝段，海拔仅约1 000 m左右，局部高程差却在北川(段落端部)和平通(地表位移水平分量与垂直分量等同的地点)表现出异常高值，在这2个异常高值之间是100～300 m之间的低值，平通至南坝则地形起伏逐渐变小;⑤南坝以北局部高程差缓慢上升，至窝前附近由200 m上升到300 m，这种端部变形加强也符合走滑断裂变形特征。

合成孔径干涉雷达(interferometric synthetic aperture radar，InSAR)同震形变场观测和地震前后水准复测[19]结果揭示了龙门山断裂带汶川地震造成的垂直形变范围:即西至松潘，东至绵阳，南侧影响到乐山、重庆一带，北侧到南坪、武都和康县。GPS地表形变场观测资料显示汶川地震对距龙门山断裂带约150 km的阿坝地区造成了少量的水平形变[20]。由此可见，汶川地震远场形变场的范围基本上与局部高程差高值分布区域(图5)一致，即在龙门山断裂带中段影响最大，向北影响范围迅速减小，南段则基本无影响。

值得注意的是，汶川地震余震的分布范围与局部高程差的分布具有微妙的对应关系，余震条带的南端对应着中段局部高程差高值的南部边界，余震条带的北端也对应着龙门山断裂带北段局部高程差相对高值的北部边界。这可能也是局部高程差与现今构造活动之间对应关系的证据之一。

4 结论

1)通过对龙门山断裂带及其周边地区的地形高度、分段性高程起伏和坡度变化的对比，并结合汶川地震地表同震位移场和远场形变场特征分析，认为龙门山地区的地形基本上保持了上新世至早更新世的强烈活动的遗迹，表现出南高北低的趋势;但地形起伏的分布与地形并不是“正地形”或是“负地形”的简单对应关系，而是表现出明显的分段性。

2)龙门山断裂带北段海拔较低，其地形地貌受河流侵蚀控制，但在青川断裂附近地形起伏受构造活动影响，这与汶川地震造成南坝以北的地表破裂相对应。龙门山断裂带中段虽然地表海拔介于南段与北段之间，但构造活动明显控制了地形起伏，且在断裂附近的局部高程差具有与北川—映秀地表破裂带同震位移一致的分段特点。龙门山断裂带南段地形较高，地形起伏主要受河流强烈侵蚀作用控制，构造活动对贡献不大，但在靠近鲜水河断裂的区域，地形地貌主要受构造活动控制。

3)地形的空间分布特征显示，龙门山断裂带在上新世至早更新世的构造活动具有明显南北差异，但这种差异对川西高原的影响是迅速衰减的;而地形起伏和坡度分布显示晚新生代以来的构造活动中心由龙门山断裂带中南段转到中段，并影响到了北段。这种最新构造活动的分段性影响范围较大，且与汶川地震远场形变范围一致。

综上所述，龙门山断裂带晚更新世以来的构造活动尚未改造地形的整体变化趋势，但与河流侵蚀一起改变了地形起伏，构造活动的分段性导致了地形起伏的分段性。这种最新构造活动对地形地貌的改造现今仍在继续。

志谢:本文在撰写过程中，浙江大学杨陈汉林教授、南京大学贾东教授、国家地震局地质所徐锡伟研究员、辽宁省地震局卢造勋研究员、江苏省地震局李起彤研究员、浙江省地震局叶建青研究员、煤炭科学研究院西安分院程建远研究员和中国国土资源航空物探遥感中心王晓红教授级高工等专家给予了热情指导和建议，并提出了宝贵意见和建议，在此一并表示感谢。

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