陳 濤 張會(huì)平 王偉濤

1)地殼運(yùn)動(dòng)監(jiān)測工程研究中心，北京 100036

2)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

0 引言

新生代以來印度板塊與歐亞板塊的匯聚導(dǎo)致了青藏高原的快速崛起，在高原隆升與擴(kuò)展過程中，由于高原東北方向鄂爾多斯和阿拉善剛性塊體的阻擋，高原東北部物質(zhì)不斷向東有限擠出，造就了一系列以左旋走滑為主要運(yùn)動(dòng)特征的大型斷裂帶，如東昆侖斷裂帶、阿爾金斷裂帶、海原斷裂帶等(Molnar et al.，1993;Tapponnier et al.，2001)。這些斷裂帶及其尾端所伴生的逆沖推覆斷裂系共同構(gòu)成了青藏高原的東北部邊界。其中，西起青海哈拉湖、東抵寧夏六盤山的海原斷裂帶長達(dá)800km，不僅控制了青藏高原東北緣的幾何形態(tài)與構(gòu)造格局，同時(shí)也是調(diào)節(jié)高原變形和物質(zhì)運(yùn)移的重要斷裂之一(Molnar et al.，1993;Tapponnier et al.，2001;張培震等，2003;Xu et al.，2005)?，F(xiàn)今構(gòu)造樣式以左旋走滑為主，兼有逆沖分量(國家地震局地質(zhì)研究所等，1990，1993;Burchfiel et al.，1991;Gaudemer et al.，1995)。

1920年，寧夏南部發(fā)生海原8.5級(jí)強(qiáng)震，震中位于海原縣城以西，最大同震位移達(dá)10.2m，在地表形成了長達(dá)237km的破裂帶，是全球范圍內(nèi)少見的板塊內(nèi)部強(qiáng)震(國家地震局地質(zhì)研究所等，1990)。時(shí)至今日，斷裂帶沿線的構(gòu)造現(xiàn)象依然保存完好，為研究地震破裂方式、破裂過程及破裂機(jī)制提供了重要基礎(chǔ)。前人曾針對(duì)1920年海原地震地表破裂帶及其西延的“天祝地震空區(qū)”(Gaudemer et al.，1995)開展過系統(tǒng)研究，利用傳統(tǒng)地質(zhì)學(xué)方法測得斷裂帶沿線的平均滑動(dòng)速率(國家地震局地質(zhì)研究所等，1990，1993;Burchfiel et al.，1991;何文貴等，1994，2000;Gaudemer et al.，1995;袁道陽等，1997，1998;Lasserre et al.，1999，2002;Li et al.，2009)。近20年來，隨著GPS技術(shù)在活動(dòng)構(gòu)造研究中的推廣應(yīng)用，對(duì)海原斷裂帶現(xiàn)今的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征研究正在不斷深入(Zhang et al.，2001;王敏等，2003;甘衛(wèi)軍等，2005;崔篤信等，2009;Zheng et al.，2013)。遺憾的是，已開展的前期研究對(duì)于垂向運(yùn)動(dòng)關(guān)注較少，僅有的研究成果(圖1)受限于野外工作條件，局限于零星段落的少數(shù)點(diǎn)位(Gaudemer et al.，1995;袁道陽等，1998;何文貴等，2000;Chen et al.，2014)，而根據(jù)該區(qū)域范圍內(nèi)稀疏的GPS連續(xù)基準(zhǔn)站也難以建立可靠的跨斷層速度剖面。因此，亟待開展斷裂帶沿線不同段落的垂向運(yùn)動(dòng)研究，為建立青藏高原東北緣三維地殼運(yùn)動(dòng)模型奠定基礎(chǔ)。

圖1 海原斷裂帶中東段地貌與構(gòu)造概略圖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.

近年來，構(gòu)造地貌學(xué)已成為傳統(tǒng)地質(zhì)學(xué)方法之外研究新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)最為直觀有效的手段之一(Burbank et al.，2011)。許多學(xué)者從定量化的地形因子入手，深入研究了地貌形態(tài)對(duì)活動(dòng)構(gòu)造的響應(yīng)機(jī)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)率先引入陡峭指數(shù)來描述河道整體陡峭程度，發(fā)現(xiàn)河道陡峭指數(shù)與抬升速率之間存在著正相關(guān)關(guān)系。隨后，Snyder等(2000)和Wobus等(2006)分別在研究美國加州King Range地區(qū)基巖河道縱剖面時(shí)發(fā)現(xiàn)，抬升速率高的區(qū)域河道比較陡，抬升速率低的區(qū)域較緩。Ramsey等(2007)則通過研究臺(tái)灣南部若干水系匯水盆地不對(duì)稱因子，揭示出呂宋弧與歐亞大陸碰撞所導(dǎo)致的臺(tái)灣南部造山帶不同構(gòu)造部位上的抬升速率變化?；跇?gòu)造地貌學(xué)的研究方法，近年來青藏高原構(gòu)造隆升相關(guān)研究也取得了許多成果。李吉均等(2001)通過青藏高原周緣的構(gòu)造地貌重建，研究了青藏高原晚新生代以來的構(gòu)造隆升歷史。Hu等(2010)根據(jù)河流陡峭系數(shù)的分布特征，發(fā)現(xiàn)祁連山北翼東段河道的河流陡峭系數(shù)相對(duì)于中、西段較小，因此推測出祁連山中西部抬升速率大，東段較小，抬升速率最大處位于榆木山以西的區(qū)域。由此可見，利用定量化的地形因子分析方法，可以定性，乃至半定量獲得不同地貌區(qū)的構(gòu)造隆升信息，為后續(xù)有關(guān)構(gòu)造變形及地貌演化等研究提供必要的支撐。

在長達(dá)500km的海原斷裂帶中東段，平均高程由西向東從4000m下降至1500m，再回升至2000m。地貌樣式由溝壑縱橫的高山冰川，到沿黃河兩岸發(fā)育的河流階地，再到廣泛接受沉積的第四紀(jì)盆地。如此顯著的地貌差異，為定性(半定量)研究構(gòu)造、氣候以及基巖巖性對(duì)地貌演化的作用機(jī)制提供了難得的機(jī)會(huì)。因此，本文以海原斷裂帶中東段的現(xiàn)今地貌為研究對(duì)象，在前人研究基礎(chǔ)上，定量分析了沿?cái)嗔褞ё呦虻母叱?、坡度、地形起伏、地形侵蝕和河道陡峭指數(shù)等地形因子的空間分布特征，系統(tǒng)對(duì)比了海原斷裂帶沿線的地貌類型，并討論了構(gòu)造抬升與降雨條件、基巖巖性之間的相互作用及其對(duì)現(xiàn)今地貌格局的影響。

1 區(qū)域地質(zhì)地貌概述

依據(jù)斷裂帶幾何形態(tài)、地貌特點(diǎn)和活動(dòng)習(xí)性，海原斷裂帶中東段自西向東可分為3部分(圖1)。西段為冷龍嶺-金強(qiáng)河斷裂，該斷裂緊鄰祁連山，自新近紀(jì)以來經(jīng)歷了快速抬升(Pan et al.，2001;Geoge et al.，2001;Fang et al.，2005)，是斷裂帶內(nèi)平均海拔最高的地區(qū)。中段的毛毛山-老虎山斷裂與東西兩段之間被景泰盆地和天祝盆地隔開，區(qū)域內(nèi)地形地貌復(fù)雜多樣，一方面黃河下切導(dǎo)致區(qū)域侵蝕基準(zhǔn)面下降，在黃河兩岸形成多級(jí)階地，最低海拔僅為1300m;另一方面，在高原的推擠作用下沿?cái)嗔炎呦蛐纬梢幌盗猩降兀缑?、老虎山和米家山等，最高海拔超過3000m。東段的狹義海原斷裂，向東與六盤山斷裂相連接，是1920年海原8.5級(jí)地震的主要地表破裂帶，除黃家洼山、西華山和南華山等基巖隆起區(qū)外，大多接受沉積，并被第四紀(jì)沖洪積物所覆蓋，地形起伏不大，而位于斷裂帶尾端的馬東山則被視為整個(gè)斷裂帶的擠壓型吸收調(diào)整區(qū)(Deng et al.，1984)。

冷龍嶺-金強(qiáng)河斷裂由多條近平行的次級(jí)斷裂共同組成，總體走向N60°～70°W，總長度達(dá)170km，第四紀(jì)以來活動(dòng)性質(zhì)由壓性轉(zhuǎn)為左旋走滑為主兼具傾滑(Burchfiel et al.，1991;Gaudemer et al.，1995;Lasserre et al.，1999;何文貴等，2000)。沿?cái)嗔褞纬闪藦V泛分布的斷錯(cuò)地貌，如斷錯(cuò)水系、山脊和冰磧物等，沿?cái)嗔炎呦虬l(fā)育明顯的斷崖和斷層陡坎。

毛毛山-老虎山斷裂總長度約120km，總體走向?yàn)镹70°～80°W，斷層傾角和傾向沿?cái)鄬幼呦蜃兓^大。長期的斷裂活動(dòng)將老虎山的山體切開，形成南側(cè)高山區(qū)與北側(cè)丘陵區(qū)的分界線(Burchfiel et al.，1991;國家地震局地質(zhì)研究所等，1993;Gaudemer et al.，1995;袁道陽等，1997;Lasserre et al.，2002)，沿?cái)鄬幼呦蛐纬闪舜罅康臄鄬佣缚?、錯(cuò)斷山脊及水系、斷塞塘、斷層溝槽等。

狹義海原斷裂總長度達(dá)200km，總體走向N50°～60°W，在斷裂帶東南尾端轉(zhuǎn)為N70°～80°W。該斷裂是1920年海原地震的發(fā)震構(gòu)造，地表最大同震位移達(dá)10.2m。該斷裂總體以左旋走滑為主，兼有不同性質(zhì)的傾滑分量(在兩端和盆地邊緣，多向盆地傾斜，表現(xiàn)為正走滑斷層，而中間部位則表現(xiàn)為逆走滑斷層)，沿?cái)鄬幼呦虻淖笮呋F(xiàn)象十分明顯。此外，在野外地質(zhì)考察中，在南西華山段發(fā)現(xiàn)了與斷層活動(dòng)相關(guān)的、規(guī)模不等的滑坡，包括基巖滑坡(國家地震局地質(zhì)研究所等，1990;Burchfiel et al.，1991)。

2 地形因子定量分析

數(shù)字高程模型(Digital Elevation Model，簡寫為DEM)被定義為規(guī)則格網(wǎng)點(diǎn)的平面坐標(biāo)及對(duì)應(yīng)高程的數(shù)據(jù)集，它將真實(shí)世界抽象為一組有序數(shù)值陣列，因此在測繪、水文、氣象、地貌、地質(zhì)等領(lǐng)域均有廣泛應(yīng)用，相應(yīng)的地形因子萃取算法(如坡度、曲率、水系提取、土方量計(jì)算等)也相對(duì)成熟。本文基于美國NASA發(fā)布的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)90m分辨率DEM(水平和垂直精度分別為16m和6m)，利用ArcGIS軟件和Matlab腳本程序，提取斷層兩側(cè)各20km范圍內(nèi)的高程、坡度、地形起伏、地形侵蝕以及河流陡峭系數(shù)等地形因子，以量化分析海原斷裂帶沿線地貌差異及其指示意義。

2.1 高程與坡度

高程是DEM提供的最直接信息，而坡度則是高程沿水平方向的變化，兩者都是廣泛使用的地形因子(Burbank et al.，2011)。利用ArcGIS軟件的空間分析功能，得到研究區(qū)域內(nèi)斷裂沿線的高程平面分布(圖2a)以及沿?cái)嗔炎呦虻母叱唐拭?圖2b)。圖中的黑線是40km寬度緩沖區(qū)內(nèi)的高程均值，灰色區(qū)域是考慮1倍標(biāo)準(zhǔn)差(1σ)后得到的高程剖面。同理，計(jì)算得到斷裂帶沿線的坡度分布(圖2c)和坡度剖面(圖2d)，黑線是緩沖區(qū)內(nèi)坡度均值，灰色區(qū)域是考慮1倍標(biāo)準(zhǔn)差后得到的坡度剖面。

從空間分布上看，無論是高程還是坡度均呈現(xiàn)“西高東低”的總體趨勢。西段的平均海拔達(dá)3500m以上，部分高山上還發(fā)育了現(xiàn)代冰川，屬高寒冰磧地區(qū)。該區(qū)域內(nèi)的平均坡度也普遍集中在20°以上，且與距離斷層遠(yuǎn)近無明顯的相關(guān)關(guān)系，表明區(qū)域內(nèi)的地貌樣式可能是強(qiáng)烈抬升背景下經(jīng)歷較強(qiáng)后期地表改造而形成。中段沿線海拔高程多為1500～3000m，除斷裂沿線少數(shù)基巖隆起外(如毛毛山、老虎山等)，平均坡度值多分布在5°～15°區(qū)間，在景泰黃河附近海拔＜1300m，坡度也＜5°，主要地貌樣式為黃河下切后形成的多級(jí)階地。東段的高程與坡度分布范圍與中段相仿，地形起伏不大，但自西向東逐漸遞增。在斷裂帶東南部尾端，高程和坡度都達(dá)到小范圍內(nèi)的最高值。

2.2 地形起伏與地形侵蝕

圖2 (a)和(b)分別為高程平面分布與剖面圖，(c)和(d)分別為坡度平面分布與剖面圖Fig.2 (a)and(b)are plane distribution of elevation and corresponding profile;(c)and(d)the plane distribution of slope and corresponding profile.

圖3 地形起伏與地形侵蝕概念示意圖(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)指一定面積內(nèi)地形起伏的最大高差，即區(qū)域內(nèi)的最高地形面與最低地形面之間的差(圖3a)。地形侵蝕(residual relief)則是指一定面積內(nèi)地形起伏的相對(duì)高差，即區(qū)域內(nèi)的最高地形面與現(xiàn)今地形面(高程)之間的差(圖3b)。當(dāng)?shù)孛矄卧捎跇?gòu)造抬升或者基準(zhǔn)面下降而逐漸遠(yuǎn)離侵蝕基準(zhǔn)面時(shí)，地形起伏產(chǎn)生的勢能變化將轉(zhuǎn)變?yōu)楦鞣N力能作用(如滑坡、落石、流水搬運(yùn)等)，侵蝕切割原來的地貌面，并改變區(qū)域物質(zhì)輸出能力，增強(qiáng)或減弱地形侵蝕能力。因此，地形起伏和地形侵蝕是描述地貌單元與侵蝕基準(zhǔn)面之間相互作用的重要參量。與高程和坡度相比，提取地形起伏與地形侵蝕較為復(fù)雜。在ArcGIS中，以邊長為1km的正方形為統(tǒng)計(jì)單元，分別計(jì)算區(qū)域內(nèi)高程最大值、高程最小值和高程值。在放寬精度要求的前提下，可以將高程最大值與最小值之差視為地形起伏的近似值，將高程最大值與現(xiàn)今值之差視為地形侵蝕的近似值。沿用上述高程與坡度的分析方法，統(tǒng)計(jì)沿?cái)鄬幼呦?0km范圍內(nèi)的均值和標(biāo)準(zhǔn)差，得到地形起伏與地形侵蝕的平面分布和沿?cái)鄬幼呦虻钠拭娣植肌?/p>

圖4 (a)和(b)分別為地形起伏平面分布與剖面圖，(c)和(d)分別為地形侵蝕平面分布與剖面圖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.

如圖4所示，地形起伏和地形侵蝕在空間展布上具有高度相似(一致)性，既表現(xiàn)出“西高東低”的總體特征，又在斷裂帶沿線的基巖隆起山地形成小范圍內(nèi)的峰值。從數(shù)值上來看，西段的地形起伏與地形侵蝕量的均值約為中段與東段均值的2～3倍。斷裂帶西段的平均地形起伏集中在300m附近，平均地形侵蝕也達(dá)到150m，表明該區(qū)域的構(gòu)造抬升或者侵蝕基準(zhǔn)面變化幅度較大，而且應(yīng)該經(jīng)歷了較為強(qiáng)烈的后期地表改造。斷裂帶中段，除少數(shù)山地之外，平均地形起伏為50～100m，平均地形侵蝕約為50m，說明該區(qū)域整體地形較為平坦，后期地表侵蝕也不明顯，僅在黃河附近表現(xiàn)為強(qiáng)烈下切。東段的平均地形起伏與平均地形侵蝕與中段大致相當(dāng)，在哈思山附近升至小范圍內(nèi)的峰值(150m和70m)，然后迅速回落，至斷裂帶東南尾端回升至150m和70m。表明構(gòu)造抬升或者侵蝕基準(zhǔn)變化幅度自西向東呈略微增加趨勢，是地貌單元對(duì)于大型走滑斷層尾端擠壓吸收調(diào)整的具體表現(xiàn)，而且地表后期侵蝕改造也隨之增加，這與國家地震局地質(zhì)研究所等(1990)和Burchfiel等(1991)在野外觀測到大量沿?cái)鄬踊?包括基巖滑坡)的現(xiàn)象也能吻合。

2.3 河流陡峭系數(shù)

近年來，河流坡降(gradient index)、山脈前緣蜿蜒度(sinuousness)、陡峭系數(shù)(steepness)和下切凹曲度(curvature)等定量參數(shù)被大量引入河流地貌對(duì)新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的響應(yīng)研究。例如，基于基巖河床或者基巖-沖積型河床下切侵蝕物理模型的河道下切凹曲度和河道陡峭指數(shù)已被廣泛地用于反映構(gòu)造隆升速率的大小及其變化(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)開發(fā)的Matlab腳本程序，從DEM中提取河道高程和流域面積(A)后，選用2km的移動(dòng)窗口進(jìn)行平滑，并每隔20m的垂直高差計(jì)算河道比降(S)，再根據(jù)公式logS=-θ*logA+logkS，反演回歸得到的Y軸截距即為陡峭系數(shù)(kS)，直線斜率即為下切凹曲度(θ)。為了方便斷裂帶沿線不同河道之間的對(duì)比，選取河道下凹度值0.45(Snyder et al.，2000;Kirby et al.，2003)，對(duì)河道陡峭指數(shù)歸一化后進(jìn)行數(shù)值內(nèi)插，得到陡峭指數(shù)平面分布圖(圖5a)和剖面分布圖(圖5b)。

圖5 (a)和(b)分別為河流陡峭系數(shù)平面分布與剖面圖，(c)和(d)分別為年均降水量平面分布與剖面圖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.

與之前得到的地形因子類似，陡峭系數(shù)同樣表現(xiàn)出“西高東低”的整體分布趨勢，西段的陡峭系數(shù)平均值達(dá)到100m-0.9以上，中段與東段數(shù)值較低。從嚴(yán)格意義上來說，陡峭系數(shù)所反映的是基巖河道或基巖-沖積混合河道的縱剖面對(duì)區(qū)域構(gòu)造變形或者氣候變化等要素的響應(yīng)。因此，應(yīng)將非基巖河道的陡峭系數(shù)從統(tǒng)計(jì)區(qū)域中排除后，再進(jìn)行平均陡峭系數(shù)的統(tǒng)計(jì)與對(duì)比分析。但在本研究中，為了生成數(shù)據(jù)的完整連續(xù)和程序執(zhí)行效率，并未排除河流出山后的洪積河道部分，而斷裂帶東段的第四紀(jì)沖洪積層覆蓋較廣，區(qū)域內(nèi)發(fā)育的洪積河道的陡峭系數(shù)顯然較小(接近于零值)，這會(huì)給陡峭系數(shù)的統(tǒng)計(jì)帶來一些影響，但應(yīng)該不會(huì)影響其整體分布趨勢。

由于構(gòu)造抬升對(duì)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數(shù)與抬升速率呈正線性相關(guān)(Wobus et al.，2006)，因此斷裂帶沿線的水系陡峭系數(shù)分布似乎表明，西段的巖石抬升速率應(yīng)高于中段和東段的抬升速率，斷層沿線的擠壓隆起區(qū)對(duì)應(yīng)著小范圍內(nèi)的抬升速率峰值。

3 討論

構(gòu)造地貌學(xué)已經(jīng)被越來越多的地質(zhì)學(xué)家們接受和重視，并逐漸成為活動(dòng)構(gòu)造研究的有效手段，但基于地形因子進(jìn)行構(gòu)造活動(dòng)定量研究尚存在技術(shù)瓶頸。首先，地形因子無法提供時(shí)間維度信息，難以與多期次構(gòu)造活動(dòng)準(zhǔn)確關(guān)聯(lián)。地形因子是對(duì)現(xiàn)今地貌形態(tài)的定量描述，而現(xiàn)今地貌是各地質(zhì)時(shí)代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)共同作用的結(jié)果。例如海原斷裂帶，在中新世中晚期(約10Ma)和上新世初(約5Ma)經(jīng)歷了2期次強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，中新世的構(gòu)造隆升事件為印度-歐亞板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)，上新世的構(gòu)造活動(dòng)則以大規(guī)模的左旋走滑活動(dòng)與馬東山的強(qiáng)烈收縮變形為主(Zheng et al.，2006;Lin et al.，2010;Wang et al.，2011，2013)。顯然，現(xiàn)今地貌主要反映的是距今最近期次構(gòu)造變形的特征，但無法排除早期構(gòu)造隆升的影響與繼承效應(yīng)。其次，地形因子將地貌的形態(tài)特征進(jìn)行定量化表達(dá)，但其反映的構(gòu)造活動(dòng)特征還只是一個(gè)定性(或部分定量)的結(jié)果，很難獲取構(gòu)造隆升速率、隆升幅度、隆升期次等定量化結(jié)果。以本研究為例，雖然提取了高程、坡度、地形起伏、地形侵蝕以及河流陡峭系數(shù)，但是僅表明海原斷裂帶抬升速率具有“西高東低”特點(diǎn)，但各段的抬升速率卻無法量化。究其原因，主要是因?yàn)檫\(yùn)用地形因子進(jìn)行構(gòu)造研究的模型還有待深入，在現(xiàn)有模型中將構(gòu)造、基巖巖性、降雨條件、沉積物通量等諸多因素整合起來非常困難，僅從最終形成的現(xiàn)今地貌中還不能量化區(qū)分不同因素的影響程度和范圍。針對(duì)該問題，本研究基于斷裂帶沿線地形因子分布，聯(lián)合年均降水量和基巖巖性進(jìn)行對(duì)比分析，初步探討了構(gòu)造抬升與年降水量、基巖巖性等多因素聯(lián)合作用對(duì)現(xiàn)今地貌的影響。

3.1 降水條件

現(xiàn)今地貌除受控于構(gòu)造活動(dòng)外，還會(huì)受到后期地表改造作用，如降水、日照、動(dòng)植物分布以及人類活動(dòng)等的影響。其中，降水與河流徑流量直接相關(guān)，可以通過改變流域水文條件和沉積物供給來改變河流侵蝕能力，從而導(dǎo)致地貌變化。因此，降水對(duì)地形的后期改造不容忽視。

Hijmans等(2005)根據(jù)全球1950—2000年的氣象觀測數(shù)據(jù)，利用抿樣條曲線內(nèi)插法(thinplate smoothing spline)，以經(jīng)度、緯度和海拔高度為變量內(nèi)插生成高精度全球氣溫和降水?dāng)?shù)據(jù)，是目前青藏高原地區(qū)空間分辨率最高的降水?dāng)?shù)據(jù)(http:∥www.worldclim.org/)。如圖5c和d所示，沿?cái)嗔褞昃邓吭谄矫鎴D和剖面圖上均呈現(xiàn)“兩邊高、中間低”的特征。西段年均降水量集中在400～500mm/a，區(qū)域內(nèi)4500m以上的山峰多發(fā)育現(xiàn)代冰川;中段年均降水量低至約190mm/a，是半干旱區(qū)向干旱區(qū)過渡的分界帶;而東部年均降水量由西北的200mm/a，向東南逐漸升高至500mm/a，接近于作為半濕潤區(qū)向半干旱區(qū)的過渡分界帶的六盤山地區(qū)。

與各項(xiàng)地形因子西段高、東段低的分布特征不同，年均降水量的分布在斷裂帶東西兩段均表現(xiàn)出較高值，這種空間分布上的不一致可以用于定性研究不同的構(gòu)造和氣候條件作用下的地貌類型與演化機(jī)制。斷裂帶西段是處在印度板塊與歐亞板塊的碰撞背景下的祁連山快速隆升區(qū)，同時(shí)受到東南季風(fēng)、西風(fēng)以及翻越青藏高原的印度洋暖濕氣團(tuán)的影響，再加上山區(qū)對(duì)流性降水，在地形上表現(xiàn)為高海拔、高坡度，地形起伏與地形侵蝕均較大，河流陡峭系數(shù)較高，較大的年降水量進(jìn)一步加劇了地表侵蝕，最終表現(xiàn)出強(qiáng)構(gòu)造抬升背景下的強(qiáng)地表后期改造地貌類型。斷裂帶中段以左旋走滑運(yùn)動(dòng)為主，兼有逆沖分量，除了斷裂沿線的山地外，各項(xiàng)地形因子均表現(xiàn)出較低值，年均降水量也較低，后期地表改造作用較弱，屬于強(qiáng)走滑、弱抬升背景下的弱地表后期改造地貌類型。斷裂帶東段是1920年海原地震的主要地表破裂帶，總體以走滑運(yùn)動(dòng)為主，但在斷裂帶東南尾端發(fā)育擠壓區(qū)，以褶皺變形的方式吸收調(diào)整走滑斷裂帶端部的變形，各項(xiàng)地形參數(shù)指標(biāo)由西向東略微升高，同時(shí)受東南季風(fēng)影響，年均降水量較高，后期改造作用對(duì)現(xiàn)今地貌貢獻(xiàn)較大，屬于走滑尾端吸收調(diào)整作用下的強(qiáng)地表后期改造地貌類型。

3.2 基巖巖性

基巖巖性(結(jié)構(gòu)、構(gòu)造和礦物成分)通過影響侵蝕系數(shù)和坡度指數(shù)，從而產(chǎn)生不同的抗蝕力，并對(duì)地貌產(chǎn)生影響，導(dǎo)致在同一構(gòu)造與降雨條件下形成不同的地表形態(tài)。前人在海原斷裂帶曾開展詳細(xì)地質(zhì)填圖(圖6a)，在研究區(qū)域內(nèi)共有14種類型基巖。西段地層主要是奧陶紀(jì)變質(zhì)巖砂巖、石英巖逆沖在三疊系之上，斷層破碎帶寬達(dá)數(shù)百m。中段地層則是志留系逆沖于三疊系之上，形成寬達(dá)幾十m的破碎帶，局部有千枚巖、糜棱巖和綠泥石片巖(國家地震局地質(zhì)研究所等，1993)。東段地層分布較為復(fù)雜，黃家洼山以西的斷裂東北側(cè)出露地層為前寒武紀(jì)變質(zhì)巖，其上不整合覆蓋了古近-新近紀(jì)沉積巖，西南側(cè)的干鹽池盆地主要為第四紀(jì)沖洪積物及蒸發(fā)鹽類堆積;南西華山之間的斷層兩側(cè)有大片基巖出露，多表現(xiàn)為前寒武紀(jì)片巖逆沖于古近-新近系紅層及其上覆下更新統(tǒng)礫巖之上;南華山以南的斷裂西南側(cè)為南華山基巖山體，出露最廣的是前寒武系海原群變質(zhì)巖，東北側(cè)主要為全新世和現(xiàn)代盆地，主要被第四紀(jì)沖洪積物以及黃土所覆蓋(國家地震局地質(zhì)研究所等，1990)。

如圖6b所示，分別統(tǒng)計(jì)各基巖類型覆蓋區(qū)域的地形因子，并以1倍標(biāo)準(zhǔn)差作為統(tǒng)計(jì)誤差。僅從統(tǒng)計(jì)結(jié)果來看，三疊紀(jì)沉積巖的各項(xiàng)地形因子均為最高值，石炭紀(jì)沉積巖的各項(xiàng)因子數(shù)值僅次于前者，而白堊紀(jì)沉積巖與前寒武紀(jì)變質(zhì)巖的各項(xiàng)參數(shù)均為較低值。這似乎表明前兩者的抗侵蝕能力較弱，而后兩者的抗侵蝕能力較強(qiáng)。但從圖6a中可以發(fā)現(xiàn)，在統(tǒng)計(jì)結(jié)果上表現(xiàn)為高數(shù)值的三疊紀(jì)沉積巖和石炭紀(jì)沉積巖主要分布在斷裂帶西段以及西段與中段的交接部位，而白堊紀(jì)沉積巖與前寒武紀(jì)變質(zhì)巖在斷裂帶東段分布最為廣泛，那么統(tǒng)計(jì)的結(jié)果可能實(shí)際是斷裂帶西段和斷裂帶東段的地形因子數(shù)值分布情況，而并非各種基巖巖性與地形因子之間的關(guān)系。因此，僅從統(tǒng)計(jì)結(jié)果上判斷基巖巖性在地貌演化過程中的作用是不全面的，甚至?xí)?dǎo)致錯(cuò)誤，只有統(tǒng)籌考慮基巖空間分布情況后，才能得到高可信度結(jié)果。

由于斷裂帶沿線的基巖分布較為零散，并沒有哪種基巖沿?cái)嗔褞Ь蟹植?，因此無法在斷裂帶的不同部位選取同一巖性的基巖進(jìn)行對(duì)比。為了分析不同的基巖巖性對(duì)地形因子的影響，本研究選取海原斷裂帶金強(qiáng)河段，以河流陡峭系數(shù)作為參考指標(biāo)，研究在同一構(gòu)造與降雨條件中不同基巖巖性對(duì)河流陡峭系數(shù)的影響。如圖7所示，從區(qū)域中選取4個(gè)小的匯水流域。其中，①號(hào)與②號(hào)匯水盆地位于斷層西南側(cè)，①號(hào)匯水盆地的水系流經(jīng)奧陶紀(jì)變質(zhì)巖與火成巖、二疊紀(jì)沉積巖與三疊紀(jì)沉積巖，但是河流陡峭系數(shù)多集中在100～130m-0.9，少數(shù)較大的數(shù)值變化也出現(xiàn)在奧陶紀(jì)變質(zhì)巖與火成巖內(nèi)部。②號(hào)匯水盆地內(nèi)的基巖包括泥盆紀(jì)沉積巖、三疊紀(jì)沉積巖、志留紀(jì)沉積巖和奧陶紀(jì)變質(zhì)巖與火成巖，河流陡峭系數(shù)的數(shù)值同樣未受到巖性變化的明顯影響。③號(hào)匯水盆地跨過斷層地表破裂帶，流域面積內(nèi)的巖性包括三疊紀(jì)沉積巖、二疊紀(jì)沉積巖、石炭紀(jì)沉積巖、志留紀(jì)沉積巖和奧陶紀(jì)變質(zhì)巖與火成巖，其中也并未發(fā)現(xiàn)河流陡峭系數(shù)在巖性變化時(shí)隨之發(fā)生明顯變化。④號(hào)匯水盆地位于斷層?xùn)|北側(cè)，盆地內(nèi)的河流陡峭系數(shù)在三疊紀(jì)沉積巖、二疊紀(jì)沉積巖和奧陶紀(jì)變質(zhì)巖與火成巖之間的變化也并不明顯。在同一構(gòu)造與降雨條件下，陡峭系數(shù)的數(shù)值分布較為集中，說明不同巖性對(duì)地形因子(河流陡峭系數(shù))的控制作用并不明顯，陡峭系數(shù)與基巖巖性之間并沒有顯著的正相關(guān)關(guān)系。這與Hu等(2010)在祁連山北翼所開展的研究結(jié)果也是一致的。

圖6 斷裂帶沿線巖性分布圖(a)與各巖性區(qū)域內(nèi)地形因子統(tǒng)計(jì)(b)Fig.6 Geological mapping(a)and statistics of corresponding topographic factors(b)on different rock types.

圖7 金強(qiáng)河斷裂局部水系陡峭系數(shù)與巖性分布Fig.7 Geological mapping and the steepness of bedrock channels at the Jinqianghe Fault section.

4 結(jié)論

綜上所述，各項(xiàng)地形因子的統(tǒng)計(jì)分析表明，海原斷裂帶西段海拔高、坡度陡、起伏大、侵蝕強(qiáng)、陡峭系數(shù)也高，應(yīng)主要受祁連山快速抬升的影響，而充沛的降水又加劇了后期地表改造，形成溝深坡陡，起伏懸殊的地貌形態(tài)。東段和中段均表現(xiàn)為海拔低、坡度緩、起伏小、侵蝕弱、陡峭系數(shù)低。其中，中段作為地貌轉(zhuǎn)化帶，又受到黃河下切影響，形成區(qū)域范圍內(nèi)的最低值。斷裂東南尾端則表現(xiàn)出吸收斷裂帶整體擠壓后褶皺變形的調(diào)整特征。通過與年均降水量與基巖巖性聯(lián)合分析后發(fā)現(xiàn)，海原斷裂帶沿線的地貌演化主要受構(gòu)造活動(dòng)控制，年均降水對(duì)于現(xiàn)今地貌的發(fā)育和演化起推動(dòng)和促進(jìn)作用，并沒有明顯證據(jù)表明基巖巖性對(duì)地形因子有顯著影響。

海原斷裂帶沿線的地貌差異，反映了在構(gòu)造和氣候聯(lián)合作用下不同的地貌演化類型，即西段為強(qiáng)構(gòu)造抬升條件下的強(qiáng)后期改造類型，中段為強(qiáng)走滑、弱抬升條件下的弱后期改造類型，東部為斷裂尾端褶皺變形下的強(qiáng)后期改造類型?！拔鞲邧|低”的地形因子分布趨勢，說明海原斷裂帶西段的地殼抬升速率應(yīng)高于中段和東段的抬升速率，斷裂帶的東南尾端略微升高的地形因子主要受控于大型走滑斷裂帶尾端的吸收調(diào)整變形，這與前人沿海原斷裂帶局部區(qū)段的研究結(jié)果也大體一致。

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