海原断裂带中东段地貌差异及其成因探讨

陈 涛 张会平 王伟涛

1)地壳运动监测工程研究中心，北京 100036

2)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

0 引言

新生代以来印度板块与欧亚板块的汇聚导致了青藏高原的快速崛起，在高原隆升与扩展过程中，由于高原东北方向鄂尔多斯和阿拉善刚性块体的阻挡，高原东北部物质不断向东有限挤出，造就了一系列以左旋走滑为主要运动特征的大型断裂带，如东昆仑断裂带、阿尔金断裂带、海原断裂带等(Molnar et al.，1993;Tapponnier et al.，2001)。这些断裂带及其尾端所伴生的逆冲推覆断裂系共同构成了青藏高原的东北部边界。其中，西起青海哈拉湖、东抵宁夏六盘山的海原断裂带长达800km，不仅控制了青藏高原东北缘的几何形态与构造格局，同时也是调节高原变形和物质运移的重要断裂之一(Molnar et al.，1993;Tapponnier et al.，2001;张培震等，2003;Xu et al.，2005)。现今构造样式以左旋走滑为主，兼有逆冲分量(国家地震局地质研究所等，1990，1993;Burchfiel et al.，1991;Gaudemer et al.，1995)。

1920年，宁夏南部发生海原8.5级强震，震中位于海原县城以西，最大同震位移达10.2m，在地表形成了长达237km的破裂带，是全球范围内少见的板块内部强震(国家地震局地质研究所等，1990)。时至今日，断裂带沿线的构造现象依然保存完好，为研究地震破裂方式、破裂过程及破裂机制提供了重要基础。前人曾针对1920年海原地震地表破裂带及其西延的“天祝地震空区”(Gaudemer et al.，1995)开展过系统研究，利用传统地质学方法测得断裂带沿线的平均滑动速率(国家地震局地质研究所等，1990，1993;Burchfiel et al.，1991;何文贵等，1994，2000;Gaudemer et al.，1995;袁道阳等，1997，1998;Lasserre et al.，1999，2002;Li et al.，2009)。近20年来，随着GPS技术在活动构造研究中的推广应用，对海原断裂带现今的运动学特征研究正在不断深入(Zhang et al.，2001;王敏等，2003;甘卫军等，2005;崔笃信等，2009;Zheng et al.，2013)。遗憾的是，已开展的前期研究对于垂向运动关注较少，仅有的研究成果(图1)受限于野外工作条件，局限于零星段落的少数点位(Gaudemer et al.，1995;袁道阳等，1998;何文贵等，2000;Chen et al.，2014)，而根据该区域范围内稀疏的GPS连续基准站也难以建立可靠的跨断层速度剖面。因此，亟待开展断裂带沿线不同段落的垂向运动研究，为建立青藏高原东北缘三维地壳运动模型奠定基础。

图1 海原断裂带中东段地貌与构造概略图Fig.1 General relief and geotectonic map along the middle-east segment of the Haiyuan Fault，and major faults around Tibetan plateau illustrated on the top right.

近年来，构造地貌学已成为传统地质学方法之外研究新构造运动最为直观有效的手段之一(Burbank et al.，2011)。许多学者从定量化的地形因子入手，深入研究了地貌形态对活动构造的响应机制(Whipple et al.，1999;Snyder et al.，2000;李吉均等，2001;Kirby et al.，2003;Wobus et al.，2006;Ramsey et al.，2007;Hu et al.，2010)。Whipple 等(1999)率先引入陡峭指数来描述河道整体陡峭程度，发现河道陡峭指数与抬升速率之间存在着正相关关系。随后，Snyder等(2000)和Wobus等(2006)分别在研究美国加州King Range地区基岩河道纵剖面时发现，抬升速率高的区域河道比较陡，抬升速率低的区域较缓。Ramsey等(2007)则通过研究台湾南部若干水系汇水盆地不对称因子，揭示出吕宋弧与欧亚大陆碰撞所导致的台湾南部造山带不同构造部位上的抬升速率变化。基于构造地貌学的研究方法，近年来青藏高原构造隆升相关研究也取得了许多成果。李吉均等(2001)通过青藏高原周缘的构造地貌重建，研究了青藏高原晚新生代以来的构造隆升历史。Hu等(2010)根据河流陡峭系数的分布特征，发现祁连山北翼东段河道的河流陡峭系数相对于中、西段较小，因此推测出祁连山中西部抬升速率大，东段较小，抬升速率最大处位于榆木山以西的区域。由此可见，利用定量化的地形因子分析方法，可以定性，乃至半定量获得不同地貌区的构造隆升信息，为后续有关构造变形及地貌演化等研究提供必要的支撑。

在长达500km的海原断裂带中东段，平均高程由西向东从4000m下降至1500m，再回升至2000m。地貌样式由沟壑纵横的高山冰川，到沿黄河两岸发育的河流阶地，再到广泛接受沉积的第四纪盆地。如此显著的地貌差异，为定性(半定量)研究构造、气候以及基岩岩性对地貌演化的作用机制提供了难得的机会。因此，本文以海原断裂带中东段的现今地貌为研究对象，在前人研究基础上，定量分析了沿断裂带走向的高程、坡度、地形起伏、地形侵蚀和河道陡峭指数等地形因子的空间分布特征，系统对比了海原断裂带沿线的地貌类型，并讨论了构造抬升与降雨条件、基岩岩性之间的相互作用及其对现今地貌格局的影响。

1 区域地质地貌概述

依据断裂带几何形态、地貌特点和活动习性，海原断裂带中东段自西向东可分为3部分(图1)。西段为冷龙岭-金强河断裂，该断裂紧邻祁连山，自新近纪以来经历了快速抬升(Pan et al.，2001;Geoge et al.，2001;Fang et al.，2005)，是断裂带内平均海拔最高的地区。中段的毛毛山-老虎山断裂与东西两段之间被景泰盆地和天祝盆地隔开，区域内地形地貌复杂多样，一方面黄河下切导致区域侵蚀基准面下降，在黄河两岸形成多级阶地，最低海拔仅为1300m;另一方面，在高原的推挤作用下沿断裂走向形成一系列山地，如毛毛山、老虎山和米家山等，最高海拔超过3000m。东段的狭义海原断裂，向东与六盘山断裂相连接，是1920年海原8.5级地震的主要地表破裂带，除黄家洼山、西华山和南华山等基岩隆起区外，大多接受沉积，并被第四纪冲洪积物所覆盖，地形起伏不大，而位于断裂带尾端的马东山则被视为整个断裂带的挤压型吸收调整区(Deng et al.，1984)。

冷龙岭-金强河断裂由多条近平行的次级断裂共同组成，总体走向N60°～70°W，总长度达170km，第四纪以来活动性质由压性转为左旋走滑为主兼具倾滑(Burchfiel et al.，1991;Gaudemer et al.，1995;Lasserre et al.，1999;何文贵等，2000)。沿断裂带形成了广泛分布的断错地貌，如断错水系、山脊和冰碛物等，沿断裂走向发育明显的断崖和断层陡坎。

毛毛山-老虎山断裂总长度约120km，总体走向为N70°～80°W，断层倾角和倾向沿断层走向变化较大。长期的断裂活动将老虎山的山体切开，形成南侧高山区与北侧丘陵区的分界线(Burchfiel et al.，1991;国家地震局地质研究所等，1993;Gaudemer et al.，1995;袁道阳等，1997;Lasserre et al.，2002)，沿断层走向形成了大量的断层陡坎、错断山脊及水系、断塞塘、断层沟槽等。

狭义海原断裂总长度达200km，总体走向N50°～60°W，在断裂带东南尾端转为N70°～80°W。该断裂是1920年海原地震的发震构造，地表最大同震位移达10.2m。该断裂总体以左旋走滑为主，兼有不同性质的倾滑分量(在两端和盆地边缘，多向盆地倾斜，表现为正走滑断层，而中间部位则表现为逆走滑断层)，沿断层走向的左旋走滑现象十分明显。此外，在野外地质考察中，在南西华山段发现了与断层活动相关的、规模不等的滑坡，包括基岩滑坡(国家地震局地质研究所等，1990;Burchfiel et al.，1991)。

2 地形因子定量分析

数字高程模型(Digital Elevation Model，简写为DEM)被定义为规则格网点的平面坐标及对应高程的数据集，它将真实世界抽象为一组有序数值阵列，因此在测绘、水文、气象、地貌、地质等领域均有广泛应用，相应的地形因子萃取算法(如坡度、曲率、水系提取、土方量计算等)也相对成熟。本文基于美国NASA发布的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)90m分辨率DEM(水平和垂直精度分别为16m和6m)，利用ArcGIS软件和Matlab脚本程序，提取断层两侧各20km范围内的高程、坡度、地形起伏、地形侵蚀以及河流陡峭系数等地形因子，以量化分析海原断裂带沿线地貌差异及其指示意义。

2.1 高程与坡度

高程是DEM提供的最直接信息，而坡度则是高程沿水平方向的变化，两者都是广泛使用的地形因子(Burbank et al.，2011)。利用ArcGIS软件的空间分析功能，得到研究区域内断裂沿线的高程平面分布(图2a)以及沿断裂走向的高程剖面(图2b)。图中的黑线是40km宽度缓冲区内的高程均值，灰色区域是考虑1倍标准差(1σ)后得到的高程剖面。同理，计算得到断裂带沿线的坡度分布(图2c)和坡度剖面(图2d)，黑线是缓冲区内坡度均值，灰色区域是考虑1倍标准差后得到的坡度剖面。

从空间分布上看，无论是高程还是坡度均呈现“西高东低”的总体趋势。西段的平均海拔达3500m以上，部分高山上还发育了现代冰川，属高寒冰碛地区。该区域内的平均坡度也普遍集中在20°以上，且与距离断层远近无明显的相关关系，表明区域内的地貌样式可能是强烈抬升背景下经历较强后期地表改造而形成。中段沿线海拔高程多为1500～3000m，除断裂沿线少数基岩隆起外(如毛毛山、老虎山等)，平均坡度值多分布在5°～15°区间，在景泰黄河附近海拔＜1300m，坡度也＜5°，主要地貌样式为黄河下切后形成的多级阶地。东段的高程与坡度分布范围与中段相仿，地形起伏不大，但自西向东逐渐递增。在断裂带东南部尾端，高程和坡度都达到小范围内的最高值。

2.2 地形起伏与地形侵蚀

图2 (a)和(b)分别为高程平面分布与剖面图，(c)和(d)分别为坡度平面分布与剖面图Fig.2 (a)and(b)are plane distribution of elevation and corresponding profile;(c)and(d)the plane distribution of slope and corresponding profile.

图3 地形起伏与地形侵蚀概念示意图(改自Burbank et al.，2011)Fig.3 Sketch diagrams of local relief and residual relief(Adapted from Burbank et al.，2011).

地形起伏(local relief)指一定面积内地形起伏的最大高差，即区域内的最高地形面与最低地形面之间的差(图3a)。地形侵蚀(residual relief)则是指一定面积内地形起伏的相对高差，即区域内的最高地形面与现今地形面(高程)之间的差(图3b)。当地貌单元由于构造抬升或者基准面下降而逐渐远离侵蚀基准面时，地形起伏产生的势能变化将转变为各种力能作用(如滑坡、落石、流水搬运等)，侵蚀切割原来的地貌面，并改变区域物质输出能力，增强或减弱地形侵蚀能力。因此，地形起伏和地形侵蚀是描述地貌单元与侵蚀基准面之间相互作用的重要参量。与高程和坡度相比，提取地形起伏与地形侵蚀较为复杂。在ArcGIS中，以边长为1km的正方形为统计单元，分别计算区域内高程最大值、高程最小值和高程值。在放宽精度要求的前提下，可以将高程最大值与最小值之差视为地形起伏的近似值，将高程最大值与现今值之差视为地形侵蚀的近似值。沿用上述高程与坡度的分析方法，统计沿断层走向40km范围内的均值和标准差，得到地形起伏与地形侵蚀的平面分布和沿断层走向的剖面分布。

图4 (a)和(b)分别为地形起伏平面分布与剖面图，(c)和(d)分别为地形侵蚀平面分布与剖面图Fig.4 (a)and(b)are plane distribution of local relief and corresponding profile;(c)and(d)the plane distribution of residual relief and corresponding profile.

如图4所示，地形起伏和地形侵蚀在空间展布上具有高度相似(一致)性，既表现出“西高东低”的总体特征，又在断裂带沿线的基岩隆起山地形成小范围内的峰值。从数值上来看，西段的地形起伏与地形侵蚀量的均值约为中段与东段均值的2～3倍。断裂带西段的平均地形起伏集中在300m附近，平均地形侵蚀也达到150m，表明该区域的构造抬升或者侵蚀基准面变化幅度较大，而且应该经历了较为强烈的后期地表改造。断裂带中段，除少数山地之外，平均地形起伏为50～100m，平均地形侵蚀约为50m，说明该区域整体地形较为平坦，后期地表侵蚀也不明显，仅在黄河附近表现为强烈下切。东段的平均地形起伏与平均地形侵蚀与中段大致相当，在哈思山附近升至小范围内的峰值(150m和70m)，然后迅速回落，至断裂带东南尾端回升至150m和70m。表明构造抬升或者侵蚀基准变化幅度自西向东呈略微增加趋势，是地貌单元对于大型走滑断层尾端挤压吸收调整的具体表现，而且地表后期侵蚀改造也随之增加，这与国家地震局地质研究所等(1990)和Burchfiel等(1991)在野外观测到大量沿断层滑坡(包括基岩滑坡)的现象也能吻合。

2.3 河流陡峭系数

近年来，河流坡降(gradient index)、山脉前缘蜿蜒度(sinuousness)、陡峭系数(steepness)和下切凹曲度(curvature)等定量参数被大量引入河流地貌对新构造运动的响应研究。例如，基于基岩河床或者基岩-冲积型河床下切侵蚀物理模型的河道下切凹曲度和河道陡峭指数已被广泛地用于反映构造隆升速率的大小及其变化(Howard et al.，1994;Whipple et al.，1999;Stock et al.，1999;Kirby et al.，2003)。本研究利用 Snyder等(2000)和 Kirby 等(2003)开发的Matlab脚本程序，从DEM中提取河道高程和流域面积(A)后，选用2km的移动窗口进行平滑，并每隔20m的垂直高差计算河道比降(S)，再根据公式logS=-θ*logA+logkS，反演回归得到的Y轴截距即为陡峭系数(kS)，直线斜率即为下切凹曲度(θ)。为了方便断裂带沿线不同河道之间的对比，选取河道下凹度值0.45(Snyder et al.，2000;Kirby et al.，2003)，对河道陡峭指数归一化后进行数值内插，得到陡峭指数平面分布图(图5a)和剖面分布图(图5b)。

图5 (a)和(b)分别为河流陡峭系数平面分布与剖面图，(c)和(d)分别为年均降水量平面分布与剖面图Fig.5 (a)and(b)are plane distribution of hydrographic steepness and corresponding profile;(c)and(d)the plane distribution of average annual precipitation and corresponding profile.

与之前得到的地形因子类似，陡峭系数同样表现出“西高东低”的整体分布趋势，西段的陡峭系数平均值达到100m-0.9以上，中段与东段数值较低。从严格意义上来说，陡峭系数所反映的是基岩河道或基岩-冲积混合河道的纵剖面对区域构造变形或者气候变化等要素的响应。因此，应将非基岩河道的陡峭系数从统计区域中排除后，再进行平均陡峭系数的统计与对比分析。但在本研究中，为了生成数据的完整连续和程序执行效率，并未排除河流出山后的洪积河道部分，而断裂带东段的第四纪冲洪积层覆盖较广，区域内发育的洪积河道的陡峭系数显然较小(接近于零值)，这会给陡峭系数的统计带来一些影响，但应该不会影响其整体分布趋势。

由于构造抬升对河道陡峭程度起首要控制作用(Kirby et al.，2003)，且前人研究也表明了河道陡峭系数与抬升速率呈正线性相关(Wobus et al.，2006)，因此断裂带沿线的水系陡峭系数分布似乎表明，西段的岩石抬升速率应高于中段和东段的抬升速率，断层沿线的挤压隆起区对应着小范围内的抬升速率峰值。

3 讨论

构造地貌学已经被越来越多的地质学家们接受和重视，并逐渐成为活动构造研究的有效手段，但基于地形因子进行构造活动定量研究尚存在技术瓶颈。首先，地形因子无法提供时间维度信息，难以与多期次构造活动准确关联。地形因子是对现今地貌形态的定量描述，而现今地貌是各地质时代构造运动共同作用的结果。例如海原断裂带，在中新世中晚期(约10Ma)和上新世初(约5Ma)经历了2期次强烈的构造运动，中新世的构造隆升事件为印度-欧亚板块碰撞远程效应，上新世的构造活动则以大规模的左旋走滑活动与马东山的强烈收缩变形为主(Zheng et al.，2006;Lin et al.，2010;Wang et al.，2011，2013)。显然，现今地貌主要反映的是距今最近期次构造变形的特征，但无法排除早期构造隆升的影响与继承效应。其次，地形因子将地貌的形态特征进行定量化表达，但其反映的构造活动特征还只是一个定性(或部分定量)的结果，很难获取构造隆升速率、隆升幅度、隆升期次等定量化结果。以本研究为例，虽然提取了高程、坡度、地形起伏、地形侵蚀以及河流陡峭系数，但是仅表明海原断裂带抬升速率具有“西高东低”特点，但各段的抬升速率却无法量化。究其原因，主要是因为运用地形因子进行构造研究的模型还有待深入，在现有模型中将构造、基岩岩性、降雨条件、沉积物通量等诸多因素整合起来非常困难，仅从最终形成的现今地貌中还不能量化区分不同因素的影响程度和范围。针对该问题，本研究基于断裂带沿线地形因子分布，联合年均降水量和基岩岩性进行对比分析，初步探讨了构造抬升与年降水量、基岩岩性等多因素联合作用对现今地貌的影响。

3.1 降水条件

现今地貌除受控于构造活动外，还会受到后期地表改造作用，如降水、日照、动植物分布以及人类活动等的影响。其中，降水与河流径流量直接相关，可以通过改变流域水文条件和沉积物供给来改变河流侵蚀能力，从而导致地貌变化。因此，降水对地形的后期改造不容忽视。

Hijmans等(2005)根据全球1950—2000年的气象观测数据，利用抿样条曲线内插法(thinplate smoothing spline)，以经度、纬度和海拔高度为变量内插生成高精度全球气温和降水数据，是目前青藏高原地区空间分辨率最高的降水数据(http:∥www.worldclim.org/)。如图5c和d所示，沿断裂带年均降水量在平面图和剖面图上均呈现“两边高、中间低”的特征。西段年均降水量集中在400～500mm/a，区域内4500m以上的山峰多发育现代冰川;中段年均降水量低至约190mm/a，是半干旱区向干旱区过渡的分界带;而东部年均降水量由西北的200mm/a，向东南逐渐升高至500mm/a，接近于作为半湿润区向半干旱区的过渡分界带的六盘山地区。

与各项地形因子西段高、东段低的分布特征不同，年均降水量的分布在断裂带东西两段均表现出较高值，这种空间分布上的不一致可以用于定性研究不同的构造和气候条件作用下的地貌类型与演化机制。断裂带西段是处在印度板块与欧亚板块的碰撞背景下的祁连山快速隆升区，同时受到东南季风、西风以及翻越青藏高原的印度洋暖湿气团的影响，再加上山区对流性降水，在地形上表现为高海拔、高坡度，地形起伏与地形侵蚀均较大，河流陡峭系数较高，较大的年降水量进一步加剧了地表侵蚀，最终表现出强构造抬升背景下的强地表后期改造地貌类型。断裂带中段以左旋走滑运动为主，兼有逆冲分量，除了断裂沿线的山地外，各项地形因子均表现出较低值，年均降水量也较低，后期地表改造作用较弱，属于强走滑、弱抬升背景下的弱地表后期改造地貌类型。断裂带东段是1920年海原地震的主要地表破裂带，总体以走滑运动为主，但在断裂带东南尾端发育挤压区，以褶皱变形的方式吸收调整走滑断裂带端部的变形，各项地形参数指标由西向东略微升高，同时受东南季风影响，年均降水量较高，后期改造作用对现今地貌贡献较大，属于走滑尾端吸收调整作用下的强地表后期改造地貌类型。

3.2 基岩岩性

基岩岩性(结构、构造和矿物成分)通过影响侵蚀系数和坡度指数，从而产生不同的抗蚀力，并对地貌产生影响，导致在同一构造与降雨条件下形成不同的地表形态。前人在海原断裂带曾开展详细地质填图(图6a)，在研究区域内共有14种类型基岩。西段地层主要是奥陶纪变质岩砂岩、石英岩逆冲在三叠系之上，断层破碎带宽达数百m。中段地层则是志留系逆冲于三叠系之上，形成宽达几十m的破碎带，局部有千枚岩、糜棱岩和绿泥石片岩(国家地震局地质研究所等，1993)。东段地层分布较为复杂，黄家洼山以西的断裂东北侧出露地层为前寒武纪变质岩，其上不整合覆盖了古近-新近纪沉积岩，西南侧的干盐池盆地主要为第四纪冲洪积物及蒸发盐类堆积;南西华山之间的断层两侧有大片基岩出露，多表现为前寒武纪片岩逆冲于古近-新近系红层及其上覆下更新统砾岩之上;南华山以南的断裂西南侧为南华山基岩山体，出露最广的是前寒武系海原群变质岩，东北侧主要为全新世和现代盆地，主要被第四纪冲洪积物以及黄土所覆盖(国家地震局地质研究所等，1990)。

如图6b所示，分别统计各基岩类型覆盖区域的地形因子，并以1倍标准差作为统计误差。仅从统计结果来看，三叠纪沉积岩的各项地形因子均为最高值，石炭纪沉积岩的各项因子数值仅次于前者，而白垩纪沉积岩与前寒武纪变质岩的各项参数均为较低值。这似乎表明前两者的抗侵蚀能力较弱，而后两者的抗侵蚀能力较强。但从图6a中可以发现，在统计结果上表现为高数值的三叠纪沉积岩和石炭纪沉积岩主要分布在断裂带西段以及西段与中段的交接部位，而白垩纪沉积岩与前寒武纪变质岩在断裂带东段分布最为广泛，那么统计的结果可能实际是断裂带西段和断裂带东段的地形因子数值分布情况，而并非各种基岩岩性与地形因子之间的关系。因此，仅从统计结果上判断基岩岩性在地貌演化过程中的作用是不全面的，甚至会导致错误，只有统筹考虑基岩空间分布情况后，才能得到高可信度结果。

由于断裂带沿线的基岩分布较为零散，并没有哪种基岩沿断裂带均有分布，因此无法在断裂带的不同部位选取同一岩性的基岩进行对比。为了分析不同的基岩岩性对地形因子的影响，本研究选取海原断裂带金强河段，以河流陡峭系数作为参考指标，研究在同一构造与降雨条件中不同基岩岩性对河流陡峭系数的影响。如图7所示，从区域中选取4个小的汇水流域。其中，①号与②号汇水盆地位于断层西南侧，①号汇水盆地的水系流经奥陶纪变质岩与火成岩、二叠纪沉积岩与三叠纪沉积岩，但是河流陡峭系数多集中在100～130m-0.9，少数较大的数值变化也出现在奥陶纪变质岩与火成岩内部。②号汇水盆地内的基岩包括泥盆纪沉积岩、三叠纪沉积岩、志留纪沉积岩和奥陶纪变质岩与火成岩，河流陡峭系数的数值同样未受到岩性变化的明显影响。③号汇水盆地跨过断层地表破裂带，流域面积内的岩性包括三叠纪沉积岩、二叠纪沉积岩、石炭纪沉积岩、志留纪沉积岩和奥陶纪变质岩与火成岩，其中也并未发现河流陡峭系数在岩性变化时随之发生明显变化。④号汇水盆地位于断层东北侧，盆地内的河流陡峭系数在三叠纪沉积岩、二叠纪沉积岩和奥陶纪变质岩与火成岩之间的变化也并不明显。在同一构造与降雨条件下，陡峭系数的数值分布较为集中，说明不同岩性对地形因子(河流陡峭系数)的控制作用并不明显，陡峭系数与基岩岩性之间并没有显著的正相关关系。这与Hu等(2010)在祁连山北翼所开展的研究结果也是一致的。

图6 断裂带沿线岩性分布图(a)与各岩性区域内地形因子统计(b)Fig.6 Geological mapping(a)and statistics of corresponding topographic factors(b)on different rock types.

图7 金强河断裂局部水系陡峭系数与岩性分布Fig.7 Geological mapping and the steepness of bedrock channels at the Jinqianghe Fault section.

4 结论

综上所述，各项地形因子的统计分析表明，海原断裂带西段海拔高、坡度陡、起伏大、侵蚀强、陡峭系数也高，应主要受祁连山快速抬升的影响，而充沛的降水又加剧了后期地表改造，形成沟深坡陡，起伏悬殊的地貌形态。东段和中段均表现为海拔低、坡度缓、起伏小、侵蚀弱、陡峭系数低。其中，中段作为地貌转化带，又受到黄河下切影响，形成区域范围内的最低值。断裂东南尾端则表现出吸收断裂带整体挤压后褶皱变形的调整特征。通过与年均降水量与基岩岩性联合分析后发现，海原断裂带沿线的地貌演化主要受构造活动控制，年均降水对于现今地貌的发育和演化起推动和促进作用，并没有明显证据表明基岩岩性对地形因子有显著影响。

海原断裂带沿线的地貌差异，反映了在构造和气候联合作用下不同的地貌演化类型，即西段为强构造抬升条件下的强后期改造类型，中段为强走滑、弱抬升条件下的弱后期改造类型，东部为断裂尾端褶皱变形下的强后期改造类型。“西高东低”的地形因子分布趋势，说明海原断裂带西段的地壳抬升速率应高于中段和东段的抬升速率，断裂带的东南尾端略微升高的地形因子主要受控于大型走滑断裂带尾端的吸收调整变形，这与前人沿海原断裂带局部区段的研究结果也大体一致。

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