文章推荐！祁连山内部门源盆地地貌特征及构造意义

编者按：

本周为大家推荐《地质力学学报》2023年6期的封面文章《祁连山内部门源盆地地貌特征及构造意义》。

作者：李红强, 袁道阳, 苏琦, 文亚猛, 苏瑞欢, 孙浩, 陈艳文, 于锦超, 张梨君

摘要：祁连山位于青藏高原东北部边缘，是青藏高原向北东方向挤压扩展的前缘部位，其典型流域地貌特征记录了该地区的新构造活动和地貌发育演化过程。门源盆地是位于祁连山中段内部的一个典型的山间盆地，其发育模式和地貌特征与构造活动有着直接的关系。为探究门源盆地北缘断裂及其不同区段构造活动性的差异及其成因，文中基于30m分辨率数字高程模型（DEM）数据，采用ArcGIS空间分析技术，提取了盆地北缘横穿山体的15条河道的面积−高程积分（HI）和积分曲线（HC），再利用克里金插值法得到HI值在盆地空间上的分布特征。结果表明，以门源盆地北缘断裂走向转折处——老虎沟为界，其西侧河道流域的HI值整体较高，东侧HI值普遍较低；结合野外活动构造调查结果，发现老虎沟东侧断裂已经挤压扩展到盆地内部，并发育一系列的活动逆断层−褶皱带，由此推断断裂走向变化及北东向断裂导致了流域HI值的分布差异。同时，盆地内部青石嘴镇附近出现一处HI高值异常，结合大地电磁探测结果推测盆地内部存在一条隐伏断层。另外，多数河道在主断裂通过上游一定位置时出现了河长坡降指数（SL）峰值波动，说明SL波动位置与断裂通过河道位置具有良好的相关性，即构造活动可以对SL产生显著影响；而处于岩性变化位置附近的波动异常，可能表明局部河段的岩性变化对SL也有一定影响。综合分析表明，门源盆地北缘东、西段的地貌发育具有显著差异，主要受该区域活动构造即门源盆地北缘断裂的控制和影响，上述地貌参数是较为敏感的构造活动性评价指标。

关键词：门源盆地；逆冲断裂；面积−高程积分； Hack剖面；河长坡降指数；构造地貌

图件及说明

图 1 门源盆地构造背景图

图 2 门源盆地地质图及穿盆剖面

门源盆地位于祁连山中段腹地，为大通河上游穿盆而过的山间河谷盆地，也是一个受南、北两侧边界活动断裂控制的压陷型构造盆地。盆地内部整体朝南西倾斜，具有西北高、东南低的地势特征，海拔在2900 m以上，东西长约72 km，南北呈中间宽、两端窄的特征，最宽处约为15 km，总面积约为6.36×102 km2。盆地南侧为达板山，最高海拔约为4100 m，北侧为冷龙岭，峰顶海拔多在4600 m以上，局部地区发育有冰川，例如，冷龙岭宁缠河1号冰川、水管河4号冰川等；现代冰川的消融退缩增加了流域水量，对区域地貌演化具有一定影响。盆地南、北两侧分别受门源盆地南、北缘逆冲断裂控制，逆冲断裂的存在导致盆岭间高差最大约为1500 m，新生代以来盆地南、北缘逆冲断裂产生了强烈的垂直差异作用（马保起和李德文，2008），区域主要断裂展布如图1、图2所示，研究区内断裂活动也导致了门源地区地震频发，仅40年来就发生过3次MS 6.0以上的地震（图1）。研究区内基岩山体主要以奥陶系的砂岩和板/页岩为主，其次包括二叠系、三叠系的砂岩夹杂粉砂岩、板岩，内部多覆盖第四系冲洪积的松散砾石、砂泥等碎屑沉积物（图2a）。大通河自西向东沿盆地南侧山前穿过，南、北两侧山体至盆地内部发育的很多大大小小的冲沟河道汇入其中，如老虎沟、白水河和东沙河等。盆地北缘断裂上盘基岩山体到盆地内部发育大—中型冲沟河道15条，流域面积约为4.95×102 km2。门源盆地北缘断裂在老虎沟处发生明显转折，自西向东走向由北西向转为北西西向，并以老虎沟为界，东、西两侧地形地貌差异较大。老虎沟以西地形落差较大，各支流流域面积小，7条冲沟河道汇流面积占总汇流面积的14.3%，老虎沟东侧（含老虎沟）8条河道，流域面积大，汇流面积占总汇流面积85.7%。次级集水盆地面积大小是地貌形态差异量化的重要指标。

图 3 研究区平均HI值与面积阈值、平均面积、平均高差的相关关系图

文中主要采取了不同汇流面积阈值（0.9 km2、1.8 km2、2.7 km2、3.6 km2、4.5 km2和5.4 km2）进行对比分析（表1），结果显示，不同面积阈值、平均面积、平均高差与平均HI值呈单调递减（图3a—3c）。通常，较大面积阈值下生成的流域个数相对较少，河网水系相对稀疏，部分河道河头仅存在于盆地内部（例如4.5 km2、5.4 km2的面积阈值），与实际水系分布情况不符，可能影响最终结果；较小的面积阈值生成的HI值可能会因细节被过分强调而影响表达，所以要根据平均HI值的变化趋势选择相对合理的面积阈值。不同面积阈值所得到的平均HI值结果显示，除阈值面积为0.9 km2外，其余面积阈值下得到的平均HI值递减趋势稳定。对结果进行线性拟合发现，平均HI值与面积阈值、平均面积在调整后（排除0.9 km2的面积阈值）的拟合结果更好（图3d—3f），即当面积阈值大于1.8 km2，平均HI值基本稳定减小，因此，面积阈值选取1.8 km2能够准确表示HI值的空间分布特征、反映流域演化特征。另外，当面积阈值为1.8 km2时，生成的河网水系与自然水系相比相似性更高，能更好地反映研究区的水系特征，对于流域演化特征表达更有益，这与杨珍（2014）提取门源盆地河网水系时取得的结果一致，综合分析表明研究选取的面积阈值基本合理。

图 4 面积−高程积分示意图

Davis（1899）首先提出了地貌侵蚀循环理论。在此基础上，Strahler（1952）通过对比发现地貌侵蚀循环理论和HI值具有一定关联性，并提出了HI值可以用于探讨流域地貌演化阶段，其方法主要是通过计算一定流域内集水盆地的高度比例与面积比例来描述河流目前所处的发育演化阶段。HI值代表了集水流域的原始地貌面在同步的隆升和侵蚀作用下，流域内残存的地形体积占总体积的比例（图4），因此同一流域内的HI值分布特征其实是构造抬升与地表侵蚀相互对抗的结果，且与流域面积大小无关（Strahler，1952）。目前，已有许多学者利用HI值开展了构造地貌的相关研究，揭示了HI值与构造活动之间的响应关系（苏琦等，2016a；高泽民等，2019；洪艳等，2019；关雪等，2021；张亚男等，2022）。

图 5 SL与Hack剖面示意图（据Hack, 1973修改）

H—各河段高程，m；c—任意常数；k—斜率，L—河流源头至河段中点的距离，m（徐岳仁等，2013；赵国华等，2014）。如果图形是一条直线，则此直线为理想的Hack剖面（图5），代表目前河流处于“均衡状态”，即河流下切侵蚀能力与基岩河床抗侵蚀能力达到相对平衡。此时直线的斜率k就是SL值，可以用来描述流域盆地内河流不同河段的梯度变化（常直杨等，2015）.

图 6 流域的HC曲线特征

单个流域内高程差异越大则HI值越小，不同的地貌类型具有不同的高程差异，即HI值在空间分布上有一定依赖性（郑光佑，2002）。因此，在提取HI值时，在同一类型的集水流域内进行比较得到的结果更为客观，也可减少高程差异对HI值的影响（邵崇建等，2015）。文中根据合适的汇流阈值提取门源盆地北缘基岩山体的河网水系，选取了河源可以到达基岩山体的河道，确定了对应的15个流域，提取其对应的HI值（表2）并绘制面积−高程积分曲线（HC；图6），用于对比门源盆地北缘断裂走向转折处东、西两侧的HI值分布特征。

图 7 面积−高程积分空间分布特征

在参考已有HI值分布研究方法的基础上（张天琪等，2015），将研究范围进行小流域划分，提取2333个子流域的HI值，采用克里金插值法，最终得到盆地内不同空间位置流域的HI分布特征（图7）。在河道R10—R15流域范围内，存在明显低值异常（异常区域c），盆地内部存在2处高值异常（异常区域a、b），HI值空间分布形态可能对区域断层展布具有一定指示意义。

图 8 河流纵剖面与河长坡降指数及盆地北缘断裂、河床地层岩性叠加图

根据公式（2），以河段与河流源头距离的对数值作Hack剖面横坐标，会导致中、下游河段的坡度变化放大而被强调，而上游河段的坡度变化则会因为被压缩而失去解析度（Hack，1973；赵洪壮等，2010b），所以直接采用Hack剖面与SL的关系会难以显示真正的河道坡度变化信息，应该利用SL与河流纵剖面结合，再叠加断裂位置以及河床岩层信息进行综合分析，尽可能全面地展现出河流纵剖面上的坡度变化与各种影响因素间的相互关系（图8）。由于不同河道长度差别较大，所以应根据河道长度采用不同的水平间距来保证结果中SL信息密度，得到更直观的结果。

图 9 15条河道Hack剖面形态示意图

结果显示，15条河道的Hack剖面整体形态强烈上凸（图9），指示河道受构造作用扰动强烈，所有河道的K值大小与流域面积也呈较好的相关性；除河道R5、R7、R14外，其他河道在断裂经过河道位置的上游一定距离处都出现了SL峰值波动；另外，河道R1—R7的SL/K值处于0~10之间，河道R11、R12、R14和R15中出现大于10的SL峰值，指示河道R8西侧未出现极陡河段，主要为缓河段与陡河段，东侧部分河道局部出现了极陡河段。

图 10 研究区现代冰川分布特征

通常，流水对地貌形态的塑造具有至关重要的作用。流域水量的改变以及物源变化会调整水系侵蚀能力，进而影响地貌形态。水系流量大小在很大程度上取决于区域降水量的多少，其次就是冰川融水作用。研究区属于高原亚寒带气候，降雨较集中，平均年降雨量约为530 mm（杨珍，2014），且分布较均匀，因此流域水量变化受降雨影响十分有限。除此之外，流域上方冷龙岭有现代冰川覆盖（图10），冰川融水可使流域内水量急剧增加，加快流域内的侵蚀速率。对现代冰川的覆盖位置分析发现，山体阳坡处冰川较少，主要覆盖范围位于阴坡（冷龙岭山脊北侧）；根据融水后水流方向，河道R2、R8、R11在研究区15个流域中受冰川影响相对较大，且河道R2对应流域的HI值在河道R1—R7中偏低，推测是此前冰川季节性融水加快了该流域的侵蚀速率；河道R11所在流域受到冰川影响较大，其HI值在河道R9—R15中最大，说明冰川融水并未对该流域造成太大影响；河道R4流域范围仅有一处小规模冰川覆盖（图10a），HI值与相邻河道流域接近，受冰川影响较小；其余冰川分布于山体阴坡，冰川融水后不汇入河道R1—R15所在流域，所以现代冰川分布可能对个别流域演化具有影响，但对15条河道及其对应流域的整体影响有限。除此之外，因第四纪晚期以来的古冰川具体位置和规模以及退缩速率等数据难以获得，古冰川是否对地貌演化产生影响，不在此具体讨论。

图 11 门源盆地中发育的断层及其变形表现

根据15个河道的HI值和HC曲线特征并结合其影响因素分析表明，HI值的空间分布特征指示着研究区构造活动的强弱分布特征及断层展布形式。门源盆地北缘断裂的走向自河道R8处发生转折，转折处东、西两侧表现出不一样的地貌演化特征，实际指示了山前断裂活动性分布特征具有西段和东段明显的差异。门源盆地为典型的山间断陷盆地，盆地两侧的逆冲断层双向对冲使得盆地下陷。相似地如中国台湾的中央山脉地区，郑光佑（2002）对其两侧断层活动进行研究时发现，河道的HI高值通常会分布在逆断层上盘附近，而低值则会分布在断层下盘。根据文中HI分布特征（图7），河道R10—R15的流域内存在明显低值异常（图7异常区域c），谷地内部存在2处高值异常（图7异常区域a、b），结合野外地质考察，可推断东侧山根前主断裂已挤压扩展入盆地内部，导致山体后缘产生了一定亏损并发育张性正断层，而在盆地内部则发育了成排的逆断层−褶皱带（图11a），这也就解释了HI低值异常（图7异常区域c）及山前出现高值异常（图7异常区域a）的原因。在河道R8西侧山根前发现了一系列全新世活动的逆断层陡坎（图11b、11c），与HI分布特征基本吻合，并未在河道R8东侧发现类似的逆断层−褶皱带。

图 12 横穿研究区的地貌剖面和二维大地电磁结构模型

除此之外，在盆地内部青石嘴镇及河道R8东侧分布有大面积的HI高值异常区（图7异常区域b），但在野外并未在地表发现连续的断层地貌等异常特征。文中利用地貌剖面结果，并结合赵凌强等（2022）测得的深部大地电磁数据进行分析（图12），结果显示，高程曲线与HI值曲线的起伏关系整体具有较好的一致性，大地电磁剖面解译出的不同区段断裂深部延展特征，很好地对应了盆地内部的HI高值异常，由此推测门源盆地内部可能存在一条隐伏断裂（F6；图12）。同时，野外地质考察在青石嘴镇地区发现一处地形隆起（图11d），推测可能是隐伏断裂在地表的部分地貌表现。

文章结论

文中利用ArcGIS平台与数字高程模型数据（DEM）提取了门源盆地北缘山体15条河道对应流域的HI值并绘制了HC曲线，结合河道Hack剖面和SL峰值变化，探讨了该区域地貌发育演化特征、断裂展布形式以及地貌发育与断裂构造活动的关系等，得到以下结论。

（1）15条河道对应流域的HI值在门源盆地北缘断裂走向转折位置（老虎沟）发生变化，HC曲线特征表现为老虎沟西侧整体上凸，东侧呈直线或下凹，说明山前主断裂的活动性在西侧与东侧存在明显差异，西侧逆断层仅发育于山根前有限的范围内；而东侧断裂则以活动逆断层−褶皱带的形式扩展到盆地内部；这也表明在排除其他干扰因素后，HI值能够从地貌角度较好地反映其构造活动的差异性，是一个较为敏感的参数指标。

（2）门源盆地内部以老虎沟为界，东、西两侧地貌发育演化差异较大，西侧以山前陡坎为主、地形陡峭，东侧断裂已逆冲至盆地内部、为大型逆断层−褶皱带。盆地内部的青石嘴镇及老虎沟东侧存在HI高值异常区，结合大地电磁探测结果，推测地下可能存在隐伏活动断裂。结合门源地区近年来地震频发的情况，门源盆地边缘及其内部褶皱、隐伏断裂等地应引起重视，建议开展活动断裂定量研究与潜在地震危险性评价工作。

（3）15条河道Hack剖面均表现为上凸形态，表明门源盆地北侧基岩山体整体受到较强的构造作用。在活动断裂通过的上游地区，多数河道的SL出现异常峰值波动，波峰位置与主断裂位置距离相近，说明构造活动可以对SL产生显著影响；个别河道还在岩性界线附近出现异常峰值，表明局部河段的岩性变化可能对SL也有一定影响。

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李红强，袁道阳，苏琦，等， 2023. 祁连山内部门源盆地地貌特征及构造意义 [J]. 地质力学学报， 29（ 6） ： 824-841. DOI： 10.12090/j.issn.1006-6616.2023123
LI H Q， YUAN D Y， SU Q， et al.， 2023. Geomorphic features of the Menyuan basin in the Qilian Mountains and its tectonic significance[J]. Journal of Geomechanics， 29（ 6） ： 824-841. DOI： 10.12090/j.issn.1006-6616.2023123