阿尔金东段断裂带流域地貌特征及其构造活动

路 芳，高明星，周书贤，王 顺

(新疆大学地质与矿业工程学院，新疆 乌鲁木齐 830017)

0 引 言

新构造运动为人类创造了必要生存环境和条件，包括海洋和陆地的变化、河流发育等，但是它也带来了自然灾害，如地震、滑坡、泥石流、海啸和火山爆发等；因此，充分了解和掌握新构造运动的现象、特征和规律是人类与自然和谐相处的必然要求。随着3S技术的发展，构造地貌学也取得了一些重要进展，从传统的定性描述构造运动转变为定量化研究。国外学者Hack[1]1973年首次提出的河长坡降指数，定量地描述了河流纵剖面坡度变化。众多学者使用数字高程模型(Digital Elevation Model，DEM)数据提取了多个地貌指数，并将指数获得的结果结合起来，评估研究区内相对活动构造强度的分布，揭示区域内的构造活动水平[2-13]。

借鉴于国外相关理论和研究，国内学者也进行了大量活动构造的相关研究，取得诸多成果。曹凯等[14]利用Hack剖面和河长坡降指数两个地貌参数，分析昆仑河流域第四纪以来强烈的构造差异隆升。赵洪壮等[15]计算北天山10条河的Hack剖面和河长坡降指数，结果表明研究区的地貌参数与构造抬升运动具有很强的相关性。高明星等[16]利用面积高程积分和河长坡降指数量化青藏高原东北缘地形的变形，推断青藏高原东北缘的新构造。大量学者以DEM数据为基础，利用GIS提取多个地貌参数，并定量分析区域地貌对构造活动的响应[17-25]。然而综合多个地貌指数研究阿尔金东段地区的构造活动较少，以及利用相对活动构造指数探讨阿尔金东段区域隆升差异机制的研究较少。本文基于DEM数据提取党河、野马河、踏实河、疏勒河、石油河等流域的地貌参数特征，并计算相对活动构造指数，以此评估阿尔金东段断裂带周围子流域内的构造活动强度的空间分布，以期为掌握青藏高原东北缘活动构造的特征及其动力学机制提供数据支撑，进而了解大震活动的地质构造背景与发生条件。

1 研究区概况

55 Ma以来，欧亚板块与印度板块每年以40～50 mm/a的速率持续汇聚碰撞，应力扩散至青藏高原北部，加速了周缘隆升造山运动和断裂带的发育[26-28]。阿尔金断裂带是一条具有数百公里水平断距的走滑断裂带[29-32]，同时阿尔金走滑断裂带也是青藏高原北缘边界主控断裂，对高原新生代地壳变形起着重要作用。

研究区域内党河、野马河、踏实河、疏勒河、石油河水系均发育于阿尔金东段断裂带前，由图1所示，区内地形高程介于1086～5568 m之间，平均高程2352.56 m。本文将高程信息划分为4个等级，分别为1086～1500 m、1500～2500 m、2500～3500 m和3500～5568 m，地势呈现南高北低的特征。由于地区独特的构造演化以及气候特征，党河、野马河、踏实河、疏勒河、石油河等河流的地貌特征成为研究阿尔金东段断裂带附近流域构造演化的理想对象。

图1 研究区区域构造图(a)及地貌与地质构造图(b)(断层资料来源于刘亢等[33])

2 数据与方法

2.1 数据

DEM数据是将有限的地形高程数据对地形表面的数字化表达以及过程模拟，它是二维地理空间上对三维地形表面的表达[34]。DEM数据能够利用其丰富的地形信息提取对应范围内的流域特征，从而完成对地形的研究分析。本文采用的(Shuttle Radar Topography Mission，SRTM)DEM数据是由地理空间数据云提供的共享数据，分辨率为90 m；矢量化地质图的断层数据引自刘亢等[33]；地震点数据来源于美国地质调查局(https：//earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/)；降雨量数据来源于国家科技基础条件平台——国家地球系统科学数据中心(http：//www.geodata.cn)；地质图数据来源于地质云(https：//geocloud.cgs.gov.cn/)。

2.2 水系及亚流域提取

大量研究表明，DEM的预处理工作主要是对平地进行抬升和移除洼地[35]，以确保提取河流的连续性以及准确性。当汇流累积量达到一定的值，就会发生地表水流动，因此设置合理的阈值对提取的河网精度影响至关重要[36]。通过大量的实验过程，将预定的河网与矢量化得到的河网叠加，对比后得到合适的阈值为12000，然后形成五级河网。集水区指地表水及其他物质汇聚，经公共出水口排出的汇水区域，即流域。针对阿尔金东段断裂带的活动构造，提取党河、野马河、踏实河、疏勒河、石油河等5个流域。由于本研究针对阿尔金东段断裂带活动构造的流域分析，故依据分割结果选取覆盖断裂带的子流域进行删减得到173个子流域，其中研究区内党河、野马河、踏实河、疏勒河、石油河流域细分的子流域分别有42、4、63、35和29个子流域。

2.3 地貌参数获取

2.3.1 坡 度

坡度表示斜坡的倾斜程度，是一种重要的宏观地形因子。利用软件中的空间分析模块表面分析中的工具，可计算出流域的地形坡度分布。本文提取子流域的平均坡度并利用自然断点法分为五级。第1级，[0～2)；第2级，[2～4)；第3级，[4～7)；第4级，[7～10)；第5级，[10～21)。

2.3.2 地势起伏度

地势起伏度(R)可以用最高点海拔高度与最低点海拔高度的差值量化区域的地形变化的宏观地形因子。地势起伏度越大，级别越高，构造活动强度则越强[37]。地势起伏度计算公式如下：

R=Hmax-Hmin

(1)

式中：Hmax、Hmin表示流域内最大和最小高程值。本文地势起伏度分级参考1:100万数字地貌图[38]，共分为5个等级。第1级小于200 m；第2级介于200～500 m之间；第3级介于500～1000 m之间；第4级介于1000～2500 m之间；第5级大于2500 m。

2.3.3 分形维数

分形理论是由美国数学家曼德布罗特创立，它可以描述局部与整体的相似性[39]。水系的分形维数(fracial dimension)，FD能够表征地貌侵蚀发育阶段。一般而言，流域分形维数高值对应着低构造隆升，低值对应着该地区易受新构造变形影响[3]。计算公式如下：

lgN(s)=-fd×lgs+b

(2)

式中：fd的绝对值表示水系的分形维数，N(s)为覆盖水系所需网格数目，s为网格边长，b为待定常数[37，40]。

参照Guillermo等[41]的分级方法，将分形维数分为5个等级：第1级的分形维数大于1.15；第2级介于1.1和1.15之间；第3级介于1.08～1.1之间；第4级介于1.06～1.08之间；第5级小于1.06。

2.3.4 面积高程积分

面积高程积分值(hypsometric integral，HI)可以定量表示地貌发育演化特征，地貌发育演化时间短，流域受侵蚀程度低，面积高程积分越大，面积高程积分低值则反之[37]。本文选用起伏比法[42]计算流域内的面积高程积分值，计算公式如下：

HI=(Hmean-Hmin)/(Hmax-Hmin)

(3)

其中：Hmean、Hmax、Hmin表示流域内高程的平均值、最大值、最小值。

利用ArcGIS下的分区统计工具计算子流域高程的平均值、最大值、最小值，最后根据计算公式使用栅格计算器计算面积高程积分值。常直杨[43]指出较大的集水区计算的面积高分值能够较好地反映区域内构造活动，故本文依据二级流域提取了面积高程积分值，并将计算的结果赋值到研究区内子流域上。最后将面积高程积分值分为5个等级，第1级小于0.3，第2级介于0.3～0.4之间，第3级处于0.4～0.5之间，第4级介于0.5～0.6之间，第5级大于等于0.6。

2.3.5 河长坡降指数

河长坡降指数(SL)可以描述河流侵蚀和沉积过程[43]。SL值的大小主要受构造活动和岩石抗侵蚀力影响，计算公式如下：

(4)

式中：ΔH为每单位河段的高程差；ΔL为每单位河段的距离；L为河流源头至河段中点的距离。

根据计算的结果，利用自然邻域法得到河长坡降指数分布图。提取子流域的SL平均值并利用自然断点法分为5个等级，第1级小于146；第2级介于145～325之间；第3级为325～564；第4级河长坡降指数值介于564～1010之间；第五级大于1010。指数越大，级别越高，构造活动强度越强。

2.4 相对构造指数

对单一的地貌参数等级进行算术平均值得到相对构造活动强度(IRAT)，即(S/n)。S是各个子流域地貌指数等级的总和，n代表地貌参数的数量。相对构造活动等级越大，则流域构造活动强度越强。利用自然断点法将研究区内的相对构造活动强度等级分为5个级别，计算公式如下：

IRAT=(FD+Slope+HI+SL+R)/5

(5)

3 结果与分析

3.1 地貌参数

3.1.1 坡度的空间分布

据统计，研究区坡度值介于0°～67.78°之间，平均值为6.15。由图2(a)可知，阿尔金东段断裂带南部大多数流域的平均坡度介于7°～21°之间，坡度分级为第4级和第5级，由此可见坡度值与高程存在着正相关关系。从图2(a)中可知断裂带附近的坡度整体上大于其他流域，如党河南山南缘断裂、昌马断裂、旱峡—大黄沟断裂、野马河—大雪山断裂以及阿尔金断裂带周围的坡度大多大于15，主要处于第4级和第5级。地震点所处的流域坡度值往往较高于其他流域，其中坡度大于15°以上流域有9地震点，5个处于党河流域南部，2个处于野马河流域，2个位于石油河流域，均位于断裂带附近。由此可见，断裂带、地震点与坡度存在一定的相关性，断裂带和地震点周围流域的坡度值往往比较高。

图2 地貌指数分级空间分布图

3.1.2 地势起伏度的空间分布

由图2(b)可知，区域内地势起伏变化较大，地势起伏度平均值为2352.61 m，流域内地势起伏度大部分介于1000～2500 m之间，占流域总面积的53.14%，地势起伏度介于2500～3411 m之间占流域总面积的20%，少数为200～1000 m主要分布在阿尔金东段断裂带北部，小于200 m以下的零星分布。由图2(b)可知，地势起伏度与高程值递减规律一致，由南部向北部逐渐降低，即高山区→中山区→低山丘陵区的地势起伏度整体上呈现高→中→低的趋势。区域内的断裂带大多位于起伏度变化较高的地区，地震点附近流域的地势起伏度往往较高于其他地区，其中10个地震点位于2500～3411 m之间，最小震级为3.4，最高震级为7.9，14个地震点介于1000～2500 m中间，大多集中在党河流域和野马河流域。由此可见，断裂带和地震点与地势起伏度存在一定的相关性，断裂带和地震点周围的地势起伏变化往往比较大。

3.1.3 分形维数的空间分布

由图2(c)可知，研究区内分形维数值小于1.06的流域较多，其次便是分形维数值大于1.15的流域。分形维数与高程值并不存在明显的相关性，各级别的分形维数分布较为分散，说明地貌不同的地区其水系发育程度也不相同。野马河流域以及党河流域西部和南部的分形维数大于1.15，处于第1级，说明该区域水系发育程度比其他地区较高。阿尔金断裂带以南的踏实河流域、疏勒河流域以及石油河流域的分形维数大多数小于1.06，处于第5级，说明这些区域的水系发育程度较低。

3.1.4 面积高程积分的空间分布

由图2(d)可知，研究区内面积高程积分值由南到北逐渐降低，与高程值呈正相关。研究区南部地势较高的地方，面积高程积分值在0.3以上，阿尔金东段断裂带以北的面积高程积分值大部分在0.3以下。断裂带周围流域的面积高程积分值大部分都高于其他流域，如党河南山南缘断裂、野马河—大雪山断裂、昌马断裂及旱峡—大黄沟断裂附近流域的面积高程积分等级主要处于第2级和第3级。地震点所处的流域其面积高程积分等级往往较高于其他流域，其中10个地震点位于0.4之上的流域，14个地震点处于0.3～0.4之间的流域。由此可见，断裂带、地震点与面积高程积分值存在一定的相关性，断裂带和地震点周围流域的面积高程积分值往往比较高。

3.1.5 河长坡降指数的空间分布

河长坡降指数值受区域构造活动和岩性的影响，异常高的河长坡降指数值往往揭示该区域构造活动强烈或者该地区岩性抗侵蚀能力较强等[37]。由图2(e)可知，研究区内的河长坡降指数由南至北整体呈递减趋势，南北两侧的河长坡降指数值的大小揭示阿尔金东段断裂带北侧的岩性比南侧的岩性较简单；高山区的河长坡降指数整体上高于中山和低山地区，亦说明高山区的活动构造较低山区强烈。断裂带附近流域的河长坡降指数值整体上大于其他地区，其中党河流域、野马河流域南部的河长坡降指数等级大多数处于第4级和第5级，所指示的活动构造较为明显。地震点所处的流域的河长坡降指数值往往比其他流域高，大多处于第4级和第5级，其中15个地震点河长坡降指数等级处于第4和第5级。由此可见，断裂带、地震点与河长坡降指数存在一定的正相关性，断裂带和地震点周围流域的河长坡降指数往往比较高，高值分布可能指示部分物质堆积或者构造活动抬升。

3.2 相对构造指数的空间分布

研究区相对活动构造指数按照自然断点法分级后加上手动调整分为5级(图3)，级别越高对应流域的构造活动越强。整体上，阿尔金东段断裂带是相对活动构造强度的分界线，研究区从南到北，由高山区至低山区过渡，相对活动构造指数逐渐降低，断裂带北部流域大部分属于第1、2级，少部分属于第3、4级，阿尔金东段断裂带南部大部分处于第4级和第5级。研究区内断裂两侧的流域相对构造活动指数较高，往两侧扩展的流域相对构造活动指数逐渐减弱，如党河南山—南缘断裂整体上属于第5级，野马河—大雪山断裂、昌马断裂、鹰嘴山南缘断裂、旱峡—大黄河断裂附近流域整体上属于第4级。其中，23个地震点分别处于第4、5级。

图3 研究区相对构造活动指数分级空间分布图

研究区南部区域自西向东，相对活动构造指数整体上逐渐降低，不同流域内相对活动构造指数存在着明显的差异性，如党河流域南部，野马河流域整体上相对活动构造指数等级较高，反映区域的隆升量较大。究其原因，主要是因为阿尔金断裂与党河南山断裂在此交汇，构造应力由走滑转换为逆冲和走滑两种运动模式，发育的党河南山南缘断裂和党河南山主峰断裂以逆冲为主，野马河—大雪山断裂以走滑为主。踏实河流域整体上相对党河流域相对活动构造指数值小，反映区域隆升活动比党河流域弱。值得注意的是，石包城鹰嘴山南缘断裂附近流域的相对活动构造指数等级较高，这是因为该断裂与阿尔金断裂带相交，属于应力转换区，故区域隆升作用在该区增强。阿尔金东段断裂附近的疏勒河流域以及石油河流域整体上相对活动构造指数等级较低，但阿尔金断裂与旱峡—大黄沟断裂交汇于疏勒河东地区，相对活动构造指数所指示的构造活动较高于周围其他流域，该断裂的活动方式主要是以逆冲为主。

3.3 影响因素分析

降雨量的变化、岩性以及构造活动等因素控制区域地貌的演化。

3.3.1 降雨量变化

研究区属于内陆干旱季风气候区，由于区域内地形、地势起伏变化较大，故气候差异大。由图4(a)降雨量分布图和研究区概况图(图1)对比可知，降水量总体上自北向南逐渐增大，与高程变化趋势一致。若排除构造、岩性等因素，自北向南降雨对地表的侵蚀作用增强，面积高程积分值应变小，但事实上却呈现相反的趋势。因此，降雨量对地貌参数的影响较小。河长坡降指数在党河流域南部、野马河流域踏实河流域南部以及疏勒河流域西南部出现较高值，表明这一带山体隆升强烈，新构造运动较活跃。山体的快速隆升导致高山地形形成，从而又增加了该地区的降雨量。因此，在某种程度上，降雨量分布的变化更可能是由于新构造运动造成的。

图4 研究区岩性、降雨量、构造影响因素综合分布图

3.3.2 岩 性

不同的岩性组合会导致岩石产生不同的抗侵蚀力。沿阿尔金断裂带党河流域内岩性主要以志留纪地层为主，主要为花岗闪长岩、英云闪长岩、石英闪长岩、二长花岗岩等，抗侵蚀能力强；野马河出露中元古代灰岩、砂板岩，志留纪花岗闪长岩，更新世风积黄土、冲积、洪积砂砾、碎石、亚砂土、河湖砂质泥，古近纪复成分砂砾岩，青白口系砂岩、粉砂岩夹灰岩，抗侵蚀能力较差。踏实河流域出露的更新世风积黄土、冲积、洪积砂砾、碎石、亚砂土、河湖砂质泥，寒武纪火山碎屑岩沉积，抗侵蚀能力较差。疏勒河流域主要出露奥陶纪玄武岩、火山碎屑岩夹硅质泥岩、硅质岩，石油河出露白垩纪砂砾岩夹粉砂岩、泥岩。如果研究区内岩性对构造活动的影响较大，在不同时间尺度下岩层的岩性发生变化的交界处，其地貌参数值会发生明显的改变。本文将区域地质简图(图4(b))和图2、图3相比较时，没有发现地层交界处地貌参数值有显著变化，这表明岩性对流域地貌参数的贡献率很小。综合岩性分布，昌马镇周围流域抗侵蚀能力较差，若排除构造、降雨等因素对地貌指数的影响，这些地区面积高程积分值、河长坡降指数与其他流域相比应偏低，但图中指示的并不明显；因此，排除岩性是影响研究区流域地貌参数的主要因素。

3.3.3 构造活动

活动断裂滑动速率不仅可以定量描述晚第四纪构造变形，同时也是研究活动构造的重要内容[44-45]。大量研究结果分析了阿尔金断裂走滑速率规律[46-49]，一致认为阿尔金断裂由西向东的水平走滑速率逐渐降低(图4(c))。对比图4(c)与图3不难发现，研究区相对活动构造指数等级整体上变化趋势与阿尔金东段断裂水平走滑速率变化趋势一致，说明区域内相对活动构造受构造作用的影响较为明显。新构造运动有逐渐降低的趋势，即阿尔金断裂附近的党河流域、野马河流域整体上相对活动构造指数等级较高，亦反映党河流域和野马河流域新构造运动最为活跃；踏实河流域整体上相对党河流域的相对活动构造指数值小，疏勒河流域以及石油河流域整体上相对活动构造指数等级较低，反映该区域新构造运动比党河流域弱。

由图3可知，阿尔金东段断裂和其他断裂交汇处与周围其他流域相对活动构造指数等级出现明显变化，故本文细化了交汇处子流域并重新计算相对活动构造指数值，如图4(c)所示。阿尔金东段断裂与党河南山断裂交汇区、踏实河流域石包城附近的鹰嘴山南缘断裂交汇区以及阿尔金断裂与旱峡—大黄沟断裂交汇于疏勒河东地区附近的流域相对活动构造指数所指示的构造活动较高于周围其他流域，这是因为这些断裂与阿尔金断裂带相交，区域隆升作用在这些地方增强。这一结果与罗浩等[50]人对阿尔金断裂东段的转换模式研究成果一致。

4 结 论

本文定量分析了阿尔金东段断裂带附近流域地貌特征及构造活动强度，阿尔金东段断裂带是整个研究区相对活动构造强度的分界线，从南到北，从高山、坡度高以及起伏度高的地区到低山、坡度低及地势平坦地区过渡；研究区相对活动构造指数等级自西向东逐渐降低，新构造运动有逐渐降低的趋势，即研究区南部党河、野马河流域相对活动构造指数等级比踏实河、疏勒河和石油河流域高，亦反映党河、野马河流域相对活动构造强度受区域隆升的作用明显。震点所处的流域、断裂带两侧流域以及阿尔金东段断裂与其他断裂交汇处子流域相对构造活动强度等级均高于周围其他流域，往外扩展的流域相对构造活动指数逐渐减弱。

值得注意的是，研究区最东部的流域相对活动构造指数等级较低，这是否能够说明走滑断裂末端位移被北祁连山逆冲断裂转换吸收，仍然需要进一步细化分析。