龍門山斷裂帶晚新生代以來分段活動的地形地貌表現

張 微，姚 琪，楊金中，于 浩，吳建勇

(1.中國國土資源航空物探遙感中心，北京 100083;2.中國地震臺網中心，北京 100045;3.新疆維吾爾自治區地質礦產勘查開發局信息中心，烏魯木齊 830000;4.浙江省地質礦產研究所，杭州 310012)

0 引言

位于青藏高原東緣的龍門山斷裂帶自古生代以來就具有走向分段性，這種分段性在基底性質及展布、地層發育及演化歷史、變形特征、沉降與隆升特征和活動構造等多個方面均表現為沿走向南、中、北三段式構造格局[1-3]。古地震分析[4]、歷史與現代地震資料[5]、GPS 速度場[6]，以及汶川地震的震源傳播過程[7]、中小震震源機制解等[8]表明，地表破裂帶位移分布[9]均從不同的時間尺度說明龍門山斷裂帶活動的分段性持續至今。

晚更新世以來，青藏高原東緣進入最新構造變動階段，然而整個川西高原上的地形仍然保留了上新世至早更新世強烈活動的遺跡，并疊加了最新的局部構造改造以及侵蝕改造作用。這種構造作用引起的地形地貌的疊加為研究晚新生代以來的構造演化提供了依據。然而人們把更多注意力集中在龍門山斷裂帶活動構造、晚近時期快速隆起的岷山斷裂帶[10]，以及作為青藏高原東緣變形響應的整個川滇地區[11]，很少從分段活動特征的角度來探討龍門山斷裂帶及其周邊地區大尺度的地形地貌特征。雖然在龍門山斷裂帶野外地震地質調查中有關于各段部分地區地貌的詳細描述[12]，但缺乏對南、中、北三段地形地貌與構造活動的成因關系分析。

本文利用遙感數字圖像處理、DEM高程分析、局部高程差和地形坡度綜合分析龍門山斷裂帶及周邊地區地形地貌與晚新生代以來的構造活動的關系，并與汶川地震造成的地表同震位移和區域變形場特征進行對比，分析龍門山斷裂帶晚新生代以來各段的活動性特征，為研究龍門山斷裂帶新生代以來的構造演化和青藏高原東緣變形模式提供參考。

1 區域構造背景

龍門山構造帶位于四川盆地以西、松潘甘孜褶皺帶與揚子板塊碰撞銜接處，北以祁—秦—昆EW向構造帶為界，南與康滇SN向構造帶相接，是一個復雜的逆沖推覆系統[13]。該構造帶在志留紀至中三疊世受多條傾向NW的同沉積斷裂控制，晚三疊世以來則遭受NW—SE向擠壓、抬升和剝蝕，形成逆沖推覆構造，并且印—藏碰撞的持續擠壓作用使得晚新生代構造變形不斷向東擴展[14]。

龍門山斷裂帶長約500 km，寬40～50 km，是龍門山推覆構造帶的重要組成部分，由后山斷裂(北段青川斷裂、中段汶川—茂汶斷裂、南段耿達—隴東斷裂)，中央斷裂(北段茶壩—林庵寺斷裂、中段北川—映秀斷裂、南段鹽井—五龍斷裂)，前山斷裂(北段江油—廣元斷裂、中段灌縣—江油斷裂、南段雙石—大川斷裂)和山前隱伏斷裂等4條近于平行的斷裂組成[5](圖 1)。

圖1 龍門山斷裂帶及其鄰區構造簡圖Fig.1 Tectonic sketch map of Longmenshan fault zone and its adjacent regions

沿走向以北川—安縣與臥龍—懷遠一線為界，龍門山斷裂帶可三分為北段、中段和南段[3]，北段以出露轎子頂基底雜巖和唐王寨向斜及其前緣疊瓦沖斷系為主要特征，中段以出露彭灌基底雜巖及其前緣發育飛來蜂為典型特征，南段以出露五龍、寶興基底雜巖及其前緣發育飛來蜂為典型特征。自NE向SW，龍門山沖斷帶沿走向具有構造起始和定型時期漸晚、脆性漸強、前陸卷入變形的程度漸強、新生代隆升漸快和活動性增強的變化趨勢[15]。

在印支期與燕山期，龍門山構造帶中北段活動較強，由NE向SW逐漸擴展的特征;上新世—早更新世時期(5.0～0.8 Ma)，龍門山構造帶繼承了印支期和燕山期構造格架，開始快速崛起，中南段活動增強，具有強烈的基底拆離和向東逆沖作用，形成了卷入蓋層的斷層相關褶皺，構造活動由SW向NE逐漸擴展和遞進;在0.8 Ma發生的構造事件之后，整個川西高原整體抬升，進入了深切河谷發育時期，川西高原“V”型谷地開始形成[16]。

2 地形地貌特征

本文采用的地形地貌研究對象主要包括區域高程、局部高程差和地形坡度。其中，區域地形高程采用ETM+和STRM數據，空間分辨率分別為15 m和90 m;局部地形起伏(用(°)表示)(local topographic relief，LTR)為基于該區域DEM數據、在一定取樣區間(川西地區采用900 m×900 m正方形區且采用1/4分析窗重合進行平滑，龍門山地區則采用500 m×500 m正方形區)內海拔最高值和最低值的差，可量化體現地勢起伏程度或地形粗糙程度，為構造作用與地表剝蝕過程相互作用的結果，是研究造山帶、高原山脈等發育演化的基本指標之一[17];地形坡度則為某點處的絕對坡度值，在本文中為基于DEM數據的地形光滑度平均值(用(°)表示)。

2.1 區域地形

根據龍門山斷裂帶及周邊地區地形特征顯示(圖2)，龍門山斷裂帶的地形不同于其南北兩側。龍門山斷裂帶是高海拔的川西高原與低海拔的四川盆地之間的邊界，在水平距離約60 km內海拔從4 000 m急速降低到600 m。其北側海拔僅2 000 m，且在較長的水平距離內向四川盆地的600 m海拔高度過渡;其南側海拔在水平距離100～400 km內由4 000 m向600 m逐漸降低，且越向南降低幅度越緩。因此，龍門山是北側低地形和南側高地形的過渡區域，具有北段高程低、中段和南段高程高的特點，而南北兩端的高差高達±3 500 m左右(剖面“A1-A1′”，圖3(左)，剖面線位置見圖5(b)，余同)。這種地形的南北差異在橫跨虎牙斷裂南端的地形剖面“A2-A2′”(圖3(右))上尚有表現，但表現為自南向北緩慢下降且南北高差僅約±1 500 m的特征。這種地形變化說明龍門山斷裂帶作為川西高原隆升的邊界，其新生代以來的構造隆升具有明顯的南北差異。

圖2 龍門山斷裂帶及周邊地區地形特征Fig.2 Topographic characteristics of Longmenshan fault zone and its adjacent regions

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

從傾向方向上來看，龍門山斷裂帶及其周邊地區自西向東可劃分為3個地貌單元，即中央斷裂帶以西的高山地貌區(海拔大于2 000 m)、北川—映秀斷裂帶與山前斷裂帶之間的丘陵地貌區(海拔1 000～2 000 m)和山前斷裂帶東南的平原地貌區(海拔400～700 m)，在地形剖面上普遍表現為西北高、東南低，呈階梯狀分布。然而，這種地貌的階梯狀分布在龍門山的北段、中段和南段各有不同。斷裂北段剖面“B1-B1′”(圖4(左))橫跨臨江斷裂及龍門山斷裂帶北段，其海拔普遍在1 000～2 000 m，地形包絡線表明北段地形具有自北向南緩慢下降的特征，盆山邊界模糊;中段剖面“B2-B2′”(圖 4(中))橫跨龍日壩斷裂和龍門山斷裂帶，顯示了川西高原和龍門山斷裂帶鮮明的盆山邊界，地形在水平距離約50～60 km范圍內高程從4 000 m下降到±600 m;南段剖面“B3-B3′”(圖 4(右))剖面線同樣有顯示龍門山斷裂帶西側的高地形與四川盆地低地形之間的變化。雖然在該剖面上盆山邊界明顯，但是地形在水平距離近100 km的范圍內較為緩慢地從5 000 m下降到±600 m，其陡峻程度遠不如中段。此外，橫跨岷江斷裂和虎牙斷裂的地形剖面顯示這2條斷裂已經形成新的盆山界面[18]，地形高差在水平距離約50 km范圍內達到±3 000 m，體現了這2條斷裂晚新生代以來重要的屏障作用。

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

2.2 局部高程差與地形坡度

龍門山斷裂帶及其周邊地區的局部高程差圖(圖5)顯示，該地區的地形起伏集中在龍門山斷裂帶與龍日壩斷裂帶之間，向東北延伸至東昆侖斷裂帶南端，向東南則廣泛分布在川滇地區。值得注意的是，鮮水河斷裂帶兩側地形起伏表現出截然不同的特征，斷裂西側僅雅礱江流域局部高程差較大，且該高值呈線狀分布，勾畫出河道位置，為河流侵蝕高程差(fluvial relief)造成。以玉農希斷裂為界，其東側的貢嘎山附近地形起伏增大且向南延伸，與水系分布關系不緊密，在接近鮮水河斷裂處局部高程差高達700 m，為受構造活動控制。在鮮水河斷裂東側，尤其是在龍門山斷裂帶以西與龍門山斷裂緊鄰地區，地形起伏增大，局部高程差多為500～700 m;局部高程差在鮮水河斷裂的端部，以及2條斷裂的交匯處康定地區更是高達800 m。然而，地形起伏最大的地點呈線性，基本上沿著大渡河分布，表明該處地形起伏是構造活動和河流侵蝕共同作用的結果，但河流侵蝕的作用略大于構造活動。

圖5 龍門山斷裂帶局部高程差分布圖Fig.5 Local height difference maps of Longmenshan fault zone

龍門山斷裂帶局部地區更小尺度(500 m×500 m)的地形起伏特征圖(圖5(b))和坡度分布(圖6)顯示，該區域的局部高程差和高坡度集中在龍日壩斷裂和龍門山斷裂之間，這部分區域也是高地形與低地形的過渡邊界，表現出造山帶的地形地貌特征。

圖6 龍門山斷裂帶局部坡度分布圖Fig.6 Local slope map of Longmenshan fault zone

龍日壩斷裂以西地區具有高地形、低局部高程差和低坡度(剖面“A4-A4′”)，表現出殘留面的特征(圖7)。

圖7 研究區“A4－A4'”剖面圖Fig.7 Section map of“A4－ A4'”in study area

龍門山斷裂帶以東的四川盆地則具有低地形、低局部高程差和低坡度的特征，表現出沉積速率大于或等于侵蝕速率，低構造活動性的前陸特征。

從平行于龍門山斷裂帶走向的剖面來看，橫跨龍門山斷裂帶的剖面“A1-A1′”(圖3(左))局部高程差大多在200～600 m之間，坡度大多介于20°～40°之間，自南向北不僅地形高度降低，局部高程差也有所降低，但坡度基本不變，表明龍門山斷裂帶南段較高的地形高度和局部高程差是構造運動造成的。緊鄰龍門山斷裂帶的剖面“A2-A2′”(圖3(右))的局部高程差普遍大于剖面“A1-A1′”(圖3(左))的局部高程差，且在耿達—隴東斷裂以南介于200～600 m之間，在耿達—隴東斷裂和虎牙斷裂之間(即龍門山斷裂帶的中南段)普遍高于600 m，在虎牙斷裂和臨江斷裂之間則多在200～600 m之間，臨江斷裂以北則局部高程差進一步降低。“A2-A2′”剖面(圖3(右))的坡度較大，介于 40°～60°之間;但沒有明顯的變化趨勢，表明緊鄰龍門山斷裂的地區河流侵蝕作用對地形起伏的影響明顯，但地形與地形起伏仍然主要受控于構造活動，以虎牙斷裂為界，表現出分段性。然而距龍門山斷裂帶約100 km 的“A3-A3′”剖面(圖8(左))顯示，該處局部高程差再次降低，介于200～600 m之間，在對應于龍門山斷裂帶中段的地區具有較高的局部高程差，但坡度與其他區域基本一致，表明受龍門山斷裂帶構造活動的影響。該剖面還表明岷江斷裂兩側具有不同的地形起伏與坡度特征(“C1-C1′”剖面(圖8(右))，可能是由于岷江斷裂東西兩側晚新生代以來的不均衡抬升造成的。

圖8 研究區“A3－A3'”(左)和“C1－C1'”(右)剖面圖Fig.8 Section maps of“A3－A3'”(left)and“C1－C1'”(right)

龍門山斷裂帶北段(圖4(左))、中段(圖4(中))和南段(圖4(右))垂直于走向的剖面顯示，自西北向東南局部高程差呈階梯式增大，在越過龍門山斷裂帶后急速降低;坡度也具有自龍日壩斷裂向龍門山斷裂增大，自龍門山斷裂向四川盆地減小的趨勢。在龍門山斷裂帶北段，局部高程差基本上與坡度呈正相關，表明該段地形起伏以河流侵蝕為主導，但仍舊保持了早期構造活動造成的地形，但在青川斷裂附近在坡度不變的情況下局部高程差陡然升高而后降低，可能是構造活動的跡象。在龍門山中段，局部高程差自龍日壩斷裂始呈階梯狀增大，在龍門山斷裂帶后緣達到600 m;自北川—映秀斷裂逐漸降低，在灌縣—江油斷裂處形成高達500 m的落差;這個強烈的落差也反映在坡度上，坡度自龍日壩斷裂始急速增長，并在近200 km的水平距離內保持了接近40°的高值，顯示該處受到強烈的河流侵蝕作用;但局部高程差是由構造活動占主導的。在龍門山南段，高地形對應于高局部高程差和高坡度;但在龍門山斷裂帶附近，局部高程差向四川盆地緩慢降低，卻在降低過程中維持了較高的坡度，表明南段雖然保持了早期構造活動的高地形，但局部高程差受河流侵蝕影響很大。

由以上分析可以看出，龍門山斷裂帶及其周邊地區的地形、局部高程差和坡度分布表現出了分段性:以虎牙斷裂為界，龍門山斷裂帶北段地形地貌受河流侵蝕控制，但在青川斷裂附近也表現出一定構造活動的跡象;中段雖然地表海拔不是最高的，但構造活動控制了地形起伏;而在汶川地震震中南側的區域也受到河流的強烈侵蝕作用，構造活動對地形起伏貢獻不大。但由于龍門山斷裂帶與鮮水河斷裂帶之間的相互作用，在靠近鮮水河斷裂的區域，地形地貌還是受構造活動控制。因此可推測，中段的地形是在上新世至早更新世期間較弱的構造變形的基礎上，疊加了晚更新世以來的強烈構造活動的結果，即中段構造活動較強，南段較弱，北段最弱。龍門山斷裂帶的分段性活動對地形起伏度的影響范圍要大于對地形的影響范圍，考慮到龍門山構造帶的地形是多期構造活動疊加的結果，推測最新的構造活動以龍門山斷裂帶中段為主，而影響范圍更為廣闊。

龍門山斷裂北段活動減弱可能是由于岷山隆起對龍門山北段的屏障作用造成的;而中段自晚新生代以來在斜向擠壓應力作用下與岷山隆起共同構成了該塊體持續受到擠壓作用的界帶;南段則隨著鮮水河斷裂帶的持續活動在斷裂之間的交接處產生擠壓。

3 汶川地震特征與地形地貌的關系

2008年的汶川地震[19]是龍門山斷裂帶現今構造活動最直接的反映。對比汶川地震引發的地表位移與沿地表破裂帶分布的地形地貌(圖9)，可見汶川地表破裂帶位移分布與地形高程分布有一定差異，但與局部高程差的分布基本一致。

圖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

沿灌縣—江油斷裂分布的地表破裂帶在白鹿、漢旺等地具有較高的位移量，然而地形高度卻自南向北逐漸降低，至漢旺處海拔小于1 000 m。雖然沱江和凱江的河道侵蝕影響了地形起伏，但該段局部高程差分布較為均勻，且在漢旺具有局部高值，表明該段地表起伏受構造活動控制，但新近的構造活動尚未改變地形。

沿北川—映秀斷裂，地形明顯具有自南向北逐漸降低的趨勢，但地表破裂帶同震位移自南向北垂直位移分量逐漸減少，而水平位移分量逐漸增多，其分布具有分段性(圖9)。沿著該斷裂，局部高程差普遍低于400 m，也具有分段性:①在小魚洞以西(即虹口段)，同震位移量較大，且在深溪溝出具有異常高值，局部高程差介于200～300 m之間，具有自南向北緩慢下降的趨勢，在深溪溝也具有異常高值(達400 m)，但由于該處的高坡度，不能確定該處地形異常粗糙是否主要受構造活動影響;②在小魚洞以東的龍門山鎮—清平段，垂直位移分量尚大于水平位移分量，但位移量總體小于虹口段，與該處的高地形相反，在該段局部高程差也小于其他段落(約200 m);③在高川與擂鼓之間，即北川—映秀地表破裂帶南北段的分界區域，局部高程差迅速增大(達300～400 m);④在北川—南壩段，海拔僅約1 000 m左右，局部高程差卻在北川(段落端部)和平通(地表位移水平分量與垂直分量等同的地點)表現出異常高值，在這2個異常高值之間是100～300 m之間的低值，平通至南壩則地形起伏逐漸變小;⑤南壩以北局部高程差緩慢上升，至窩前附近由200 m上升到300 m，這種端部變形加強也符合走滑斷裂變形特征。

合成孔徑干涉雷達(interferometric synthetic aperture radar，InSAR)同震形變場觀測和地震前后水準復測[19]結果揭示了龍門山斷裂帶汶川地震造成的垂直形變范圍:即西至松潘，東至綿陽，南側影響到樂山、重慶一帶，北側到南坪、武都和康縣。GPS地表形變場觀測資料顯示汶川地震對距龍門山斷裂帶約150 km的阿壩地區造成了少量的水平形變[20]。由此可見，汶川地震遠場形變場的范圍基本上與局部高程差高值分布區域(圖5)一致，即在龍門山斷裂帶中段影響最大，向北影響范圍迅速減小，南段則基本無影響。

值得注意的是，汶川地震余震的分布范圍與局部高程差的分布具有微妙的對應關系，余震條帶的南端對應著中段局部高程差高值的南部邊界，余震條帶的北端也對應著龍門山斷裂帶北段局部高程差相對高值的北部邊界。這可能也是局部高程差與現今構造活動之間對應關系的證據之一。

4 結論

1)通過對龍門山斷裂帶及其周邊地區的地形高度、分段性高程起伏和坡度變化的對比，并結合汶川地震地表同震位移場和遠場形變場特征分析，認為龍門山地區的地形基本上保持了上新世至早更新世的強烈活動的遺跡，表現出南高北低的趨勢;但地形起伏的分布與地形并不是“正地形”或是“負地形”的簡單對應關系，而是表現出明顯的分段性。

2)龍門山斷裂帶北段海拔較低，其地形地貌受河流侵蝕控制，但在青川斷裂附近地形起伏受構造活動影響，這與汶川地震造成南壩以北的地表破裂相對應。龍門山斷裂帶中段雖然地表海拔介于南段與北段之間，但構造活動明顯控制了地形起伏，且在斷裂附近的局部高程差具有與北川—映秀地表破裂帶同震位移一致的分段特點。龍門山斷裂帶南段地形較高，地形起伏主要受河流強烈侵蝕作用控制，構造活動對貢獻不大，但在靠近鮮水河斷裂的區域，地形地貌主要受構造活動控制。

3)地形的空間分布特征顯示，龍門山斷裂帶在上新世至早更新世的構造活動具有明顯南北差異，但這種差異對川西高原的影響是迅速衰減的;而地形起伏和坡度分布顯示晚新生代以來的構造活動中心由龍門山斷裂帶中南段轉到中段，并影響到了北段。這種最新構造活動的分段性影響范圍較大，且與汶川地震遠場形變范圍一致。

綜上所述，龍門山斷裂帶晚更新世以來的構造活動尚未改造地形的整體變化趨勢，但與河流侵蝕一起改變了地形起伏，構造活動的分段性導致了地形起伏的分段性。這種最新構造活動對地形地貌的改造現今仍在繼續。

志謝:本文在撰寫過程中，浙江大學楊陳漢林教授、南京大學賈東教授、國家地震局地質所徐錫偉研究員、遼寧省地震局盧造勛研究員、江蘇省地震局李起彤研究員、浙江省地震局葉建青研究員、煤炭科學研究院西安分院程建遠研究員和中國國土資源航空物探遙感中心王曉紅教授級高工等專家給予了熱情指導和建議，并提出了寶貴意見和建議，在此一并表示感謝。

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