祁連山內部門源盆地地貌特征及構造意義

李紅強， 袁道陽， 蘇 琦， 文亞猛， 蘇瑞歡， 孫 浩， 陳艷文， 于錦超，張梨君

1.蘭州大學地質科學與礦產資源學院，甘肅 蘭州 730000；

2.北京師范大學珠海校區文理學院地理系，廣東 珠海 519000

0 引言

晚新生代以來，印度板塊與歐亞板塊的擠壓碰撞，造成了青藏高原持續的擠壓隆升，形成了現今的構造地貌格局，構成世界第三極。青藏高原的形成不僅造就了中國大陸內部強烈的新生代構造變形，同時也對中亞地區的構造格局、地貌演化以及氣候環境變化等產生了巨大影響（Molnar and Tapponnier,1975；An et al.，2001）。祁連山地區位于青藏高原東北部，是青藏高原向北東方向擠壓擴展的前緣地區，也是構造變形與地貌演變最為強烈的地區之一，長期以來是人們關注和研究的熱點地區之一（Tapponnier et al.，1982；Molnar and England，1990；Harrison et al.，1992；Molnar et al.，1993；袁道陽，2003；鄭文俊，2009）。祁連山被認為是正在形成的青藏高原的一部分（Tapponnier et al.，2001），其新生代以來的構造變形以分布式的擠壓縮短變形為主（Hetzel et al.，2004；Zheng et al.，2017）。整 個 祁 連 山5～7 mm/a的總縮短速率被祁連山西段5條北西向的活動斷裂（柴達木盆地北緣斷裂、祁連-海源斷裂、托勒山北緣斷裂、肅南-祁連斷裂和祁連山北緣斷裂）吸 收 或 分 解（袁 道 陽 等，2004；Palumbo et al.，2009；Champagnac et al.，2010）。Zheng et al.（2013)提 出 祁連山晚新生代構造變形模式為非對稱花狀構造，后續也有學者對祁連山南、北側的變形方式進行了研究，并通過磷灰石裂變徑跡（AFT）的手段，厘定了兩側山體開始變形的時間，進一步豐富和完善了祁連山的構造變形模式和地貌發育演化過程（Zheng et al.，2017；Pang et al.，2019）。

已有研究大多側重于祁連山地區主干活動斷裂和南、北兩側的河西走廊、柴達木盆地邊緣的構造變形與地貌響應研究（胡小飛，2010；張忱，2012；姚生海等，2020；董金元等，2021），而對祁連山內部受活動斷裂控制的北西西向河谷盆地或山間盆地的關注和研究不夠，這制約了對祁連山內部構造-地貌發育及其演化歷史的理解。門源盆地位于祁連山中段，屬于其內的一個典型的山間斷陷盆地，該盆地及其周緣山系的形成—發展—演化過程記錄了祁連山內部的盆-山演化過程。相關學者對門源盆地的研究多集中在盆地內大通河的發育演化（Ma et al.，2020；劉慶宇等，2022）、河流階地形成時代（于航等，2018）及其兩側山地冰川地貌的發育與定年等（康建成等，1992；郭紅偉等，1995；史正濤等，2000；趙井東等，2001；周尚哲和李吉均，2003），而對盆地的新構造演化、晚第四紀斷裂活動性、盆地構造變形與祁連山隆升過程的關系等方面的研究卻很少涉及（馬保起和李德文，2008）。

構造地貌是構造作用與侵蝕作用相互影響的結果，反映了內、外力地質過程的耦合關系，而構造地貌參數能夠有效記錄和反映其地貌發育演化的豐富信息，是行之有效的、用來探討構造活動的方法之一（Burbank，1999；王岸和王國燦，2005；史興民和杜忠潮，2006；梁明劍等，2014）。在大量已有研究的基礎上，運用ArcGIS手段，提取門源盆地橫向切穿山前北緣斷裂的河流地貌參數，通過對比研究區不同段的地貌參數各項指標的差異性，結合野外活動構造調查資料加以印證，可以深入探究門源盆地北緣斷裂及其內部不同區段構造活動性的差異與成因解釋。

1 區域地質地貌背景

祁連山是一個記錄了從大陸板塊分裂到大洋盆地演化、從新元古代到古生代大陸碰撞完整歷史的古老縫合帶（Song et al.，2013）。自白堊紀以來，祁連山地區一直以北西西—南東東向斷裂活動占主導，在其區域內形成了盆-山相間的典型地貌格局（施雅風等，2006）。關于印度板塊與歐亞板塊碰撞導致的祁連山地區早期變形已有很多研究（Yin et al.，2002；Yuan et al.，2013），部分學者認為祁連山主要在20～8 Ma以來開始形成及發生整體的、強烈的 隆 升 變 形（Jolivet et al.，2001；袁 道 陽 等，2004；Zheng et al.，2017）。從形成演化時代上看，祁連山地區應該是青藏高原向北東方向擠壓擴展的前緣地帶之一，其地貌格局記錄了高原隆升最新的變形方式。已有學者通過構造地貌和低溫熱年代學等方法研究發現，祁連山在由南向北擠壓擴展的同時，也可能受到阿拉善地塊向南俯沖及祁連山北緣斷裂向河西走廊內部擴展的作用（蘇琦等，2017；鄭文俊等，2021）。

門源盆地位于祁連山中段腹地，為大通河上游穿盆而過的山間河谷盆地，也是一個受南、北兩側邊界活動斷裂控制的壓陷型構造盆地。盆地內部整體朝南西傾斜，具有西北高、東南低的地勢特征，海拔在2900 m以上，東西長約72 km，南北呈中間寬、兩端窄的特征，最寬處約為15 km，總面積約為6.36×102km2。盆地南側為達板山，最高海拔約為4100 m，北側為冷龍嶺，峰頂海拔多在4600 m以上，局部地區發育有冰川，例如，冷龍嶺寧纏河1號冰川、水管河4號冰川等；現代冰川的消融退縮增加了流域水量，對區域地貌演化具有一定影響。盆地南、北兩側分別受門源盆地南、北緣逆沖斷裂控制，逆沖斷裂的存在導致盆嶺間高差最大約為1500 m，新生代以來盆地南、北緣逆沖斷裂產生了強烈的垂直差異作用（馬保起和李德文，2008），區域主要斷裂展布如圖1、圖2所示，研究區內斷裂活動也導致了門源地區地震頻發，僅40年來就發生過3次MS6.0以上的地震（圖1）。研究區內基巖山體主要以奧陶系的砂巖和板/頁巖為主，其次包括二疊系、三疊系的砂巖夾雜粉砂巖、板巖，內部多覆蓋第四系沖洪積的松散礫石、砂泥等碎屑沉積物（圖2a）。大通河自西向東沿盆地南側山前穿過，南、北兩側山體至盆地內部發育的很多大大小小的沖溝河道匯入其中，如老虎溝、白水河和東沙河等。盆地北緣斷裂上盤基巖山體到盆地內部發育大—中型沖溝河道15條，流域面積約為4.95×102km2。門源盆地北緣斷裂在老虎溝處發生明顯轉折，自西向東走向由北西向轉為北西西向，并以老虎溝為界，東、西兩側地形地貌差異較大。老虎溝以西地形落差較大，各支流流域面積小，7條沖溝河道匯流面積占總匯流面積的14.3%，老虎溝東側（含老虎溝）8條河道，流域面積大，匯流面積占總匯流面積85.7%。次級集水盆地面積大小是地貌形態差異量化的重要指標。

F1—冷龍嶺斷裂；F2—門源盆地北緣斷裂；F3—門源盆地南緣斷裂；F4—達板山斷裂；F5—托勒山北緣斷裂圖1 門源盆地構造背景圖Fig.1 Geological background map of the Menyuan basinF1–Lenglongling fault; F2–North margin fault of the Menyuan basin; F3–South margin fault of the Menyuan basin; F4–Dabanshan fault;F5–North margin fault of Tuoleshan

Pt1T—托賴巖群；O3k—扣門子組；S1a—骯臟溝組；D3l—老君山組；P3y—窯溝組；T1-2x—西大溝組；J1-2y—窯街組；K1x—下溝組；F1—冷龍嶺斷裂；F2—門源盆地北緣斷裂；F3—門源盆地南緣斷裂；F4—達板山斷裂a—研究區地質圖（據左群超等，2018；青海省1∶250000門源回族自治縣幅建造構造圖修改）；b—地質剖面圖圖2 門源盆地地質圖及穿盆剖面Fig.2 Geological map of the Menyuan basin and cross-basin section (Geological map modified from Zuo et al., 2018; 1∶250000 Structural Map of Menyuan County, Qinghai Province)(a) Geological map of the study area; (b) Geologic profile of the study areaPt1T–Tuolai Group; O3k–Koumenzi Formation; S1a –Angzanggou Formation; D3l–Laojunshan Formation; P3y–Yaogou Formation; T1-2x –Xidagou Formation; J1-2y – Yaojie Formation; K1x–Xiagou Formation F1– Lenglongling Fault; F2–North Margin Fault of Menyuan Basin; F3–South Margin Fault of Menyuan Basin; F4–Dabanshan Fault

2 數據來源、處理及研究方法

2.1 數據來源

目前研究常用的數字高程模型（DEM）來自于美國的STRM雷達數據（分辨率為30 m、90 m）和日本的ALOS觀測衛星數據（分辨率為12.5 m）。文中所選DEM數據為STRM1，分辨率為30 m，水平基準為WGS1984，垂直精度為±20 m，水平精度為±30 m。另外，已有研究表明，DEM分辨率的大小對研究區內 的 面 積-高 程積 分（Hypsometric Integral，HI）的 分析結果并不造成明顯影響（張天琪等，2015），因此30 m分辨率能夠滿足研究所需條件。

2.2 數據處理

利用ArcGIS10.8數據管理工具（Date Management Tools）鑲嵌柵格，根據6°分帶計算出研究區投影坐標系（UTM）進行投影，將柵格分辨率重采樣至30 m×30 m，采用空間分析工具（Spatial Analyst Tools）對研究區SRTM1-DEM進行處理，提取研究區的河網水系。受DEM水平與垂直分辨率、誤差和空間均勻性的影響，生成的流域河網會出現干擾和錯誤，與自然水系比較，描述的是一種概念化現象，可能存在偽特征（楊珍，2014）。鄭光佑（2002）與趙洪壯等（2010a）分別利用HI值對不同地區進行了構造地貌特征研究，根據HI值和次集水盆地面積、高差依賴分析，認為不同地區滿足研究需要的匯流面積閾值存在較大差異。所以，對于不同的研究區域，合適的面積閾值并不相同。

文中主要采取了不同匯流面積閾值（0.9 km2、1.8 km2、2.7 km2、3.6 km2、4.5 km2和5.4 km2）進 行 對比分析（表1），結果顯示，不同面積閾值、平均面積、平均高差與平均HI值呈單調遞減（圖3a—3c）。通常，較大面積閾值下生成的流域個數相對較少，河網水系相對稀疏，部分河道河頭僅存在于盆地內部（例如4.5 km2、5.4 km2的面積閾值），與實際水系分布情況不符，可能影響最終結果；較小的面積閾值生成的HI值可能會因細節被過分強調而影響表達，所以要根據平均HI值的變化趨勢選擇相對合理的面積閾值。不同面積閾值所得到的平均HI值結果顯示，除閾值面積為0.9 km2外，其余面積閾值下得到的平均HI值遞減趨勢穩定。對結果進行線性擬合發現，平均HI值與面積閾值、平均面積在調整后（排除0.9 km2的面積閾值）的擬合結果更好（圖3d—3f），即當面積閾值大于1.8 km2，平均HI值基本穩定減小，因此，面積閾值選取1.8 km2能夠準確表示HI值的空間分布特征、反映流域演化特征。另外，當面積閾值為1.8 km2時，生成的河網水系與自然水系相比相似性更高，能更好地反映研究區的水系特征，對于流域演化特征表達更有益，這與楊珍（2014）提取門源盆地河網水系時取得的結果一致，綜合分析表明研究選取的面積閾值基本合理。

表1 面積閾值定義的次級集水流域屬性Table 1 Attributes of the sub-catchment basins defined by area threshold

2.3 研究方法

2.3.1 面積-高程積分

Davis（1899）首先提出了地貌侵蝕循環理論。在此基礎上，Strahler（1952）通過對比發現地貌侵蝕循環理論和HI值具有一定關聯性，并提出了HI值可以用于探討流域地貌演化階段，其方法主要是通過計算一定流域內集水盆地的高度比例與面積比例來描述河流目前所處的發育演化階段。HI值代表了集水流域的原始地貌面在同步的隆升和侵蝕作用下，流域內殘存的地形體積占總體積的比例（圖4），因此同一流域內的HI值分布特征其實是構造抬升與地表侵蝕相互對抗的結果，且與流域面積大小無關（Strahler，1952）。目前，已有許多學者利用HI值開展了構造地貌的相關研究，揭示了HI值與構造活動之間的響應關系（蘇琦等，2016a；高澤民等，2019；洪艷等，2019；關雪等，2021；張亞男等，2022）。

目前HI值的計算方法有很多，常用的方法有起伏比法、體積比例法和積分曲線法（常直楊等，2015）。3種方法計算結果相差不大，但計算效率卻有很大差別，起伏比法是其中效率最高也最為便捷的。Pike and Wilson（1971）利用數學公式推導得出起伏比法，并用于估算HI值，計算公式如下：

式中，Hmean—流域內平均高程，m；Hmax—流域內最大高程，m；Hmin—流域內最小高程，m。

在地貌演化過程中，地貌形態受到構造、巖性和氣候等因子的綜合影響，HI值則是上述影響因子綜合作用的體現（趙洪壯等，2010a）。HI值對于構造活動具有很好的指示作用，在一定程度上能夠反映構造活動對流域盆地的影響程度（張韻嫻，2003；陳彥杰，2004；邵崇建等，2015）。一般來說，HI高值代表構造活動強烈地區；而低值則對應構造活動相對較弱地區。

2.3.2 Hack剖面與河長坡降指數

Hack（1973）提 出 河 長 坡 降 指 數（Stream lengthgradient index，SL）與Hack剖面。河流縱剖面發生調整通常是構造作用的結果（Burnett and Schumm，1983；Ouchi，1985;趙 洪 壯 等，2010b）。Hack剖 面 與SL被用于表征不同尺度的河流地貌特征，前者常用于反映河流縱剖面的整體變化，后者則主要突出局部坡度變化（Chen et al.，2003）。河流縱剖面局部河段的坡度變化，能夠反映河床上基巖巖性或構造活動強弱的差異（Hack，1973）。SL將地區河流坡度與該地區河流長度聯系起來，可以為比較不同河流之間受構造活動影響程度提供依據。因此，SL與Hack剖面常被用于評價構造活動、巖性和氣候對地貌形態的影響（吉亞鵬等，2011；徐岳仁等，2013）。

以河段距河流源頭的距離取對數作橫坐標，以河段高程作縱坐標，Hack剖面可表示為：

式中，H—各河段高程，m；c—任意常數；k—斜率，L—河流源頭至河段中點的距離，m（徐岳仁等，2013；趙國華等，2014）。如果圖形是一條直線，則此直線為理想的Hack剖面（圖5），代表目前河流處于“均衡狀態”，即河流下切侵蝕能力與基巖河床抗侵蝕能力達到相對平衡。此時直線的斜率k就是SL值，可以用來描述流域盆地內河流不同河段的梯度變化（常直楊等，2015），其公式為：

式中，ΔH—單位河段間的高程差，m；ΔL—單位河段長度，m；L—河段中點到河流源頭距離，m（徐岳仁等，2013；趙國華等，2014）?？紤]到同一河道不同河段的坡度不斷發生變化，無法直接比較，且在自然界中河流流經區域的巖石，其抗侵蝕能力可能不一樣，干擾因素較多，因此，可以取單位河段上的SL與整條河流的均衡坡降指數（K）的比值——標準化河長坡降指數（SL/K），消除不同單位河段上SL的不確定性及相互之間的不可對比性（蘇琦等，2016b），在結果中通常也以SL/K代替SL，表示河道梯度變化特征。Seeber and Gornitz（1983）對喜馬拉雅山地區各流域的SL形態分析時，根據SL/K對河道形態進行了劃分，SL/K值在0～2區間劃為緩河段、2～10劃為陡河段、10以上則劃為極陡河段。

一般地，Hack剖面上凸，指示河段受到較強的構造擾動；下凹時，指示河段受到的構造擾動較弱。當流域內隆升速率與侵蝕速率接近時，Hack剖面呈直線形態，此時其斜率就是均衡坡降指數（曹凱等，2007；曹鵬舉等，2023）。在巖性均一的基巖區域，當河道某一階段SL/K發生異常突變，結合斷裂位置、巖性等因素進行分析，可一定程度上反映出突變產生的主要原因，借以探討構造活動性關系。

3 結果

3.1 河域面積-高程積分特征

單個流域內高程差異越大則HI值越小，不同的地貌類型具有不同的高程差異，即HI值在空間分布上有一定依賴性（鄭光佑，2002）。因此，在提取HI值時，在同一類型的集水流域內進行比較得到的結果更為客觀，也可減少高程差異對HI值的影響（邵崇建等，2015）。文中根據合適的匯流閾值提取門源盆地北緣基巖山體的河網水系，選取了河源可以到達基巖山體的河道，確定了對應的15個流域，提取其對應的HI值（表2）并繪制面積-高程積分曲線（HC；圖6），用于對比門源盆地北緣斷裂走向轉折處東、西兩側的HI值分布特征。

表2 門源盆地北側15條河道主要地貌參數Table 2 Main geomorphic parameters of 15 river channels in the north side of the Menyuan basin

a—西側河道R1—R7的HC曲線；b—東側河道R1—R8的HC曲線圖6 流域的HC曲線特征Fig.6 HC curve characteristics of watershed(a) HC curves of R1 to R7; (b) HC curves of R8 to R15

15條河道的長度、面積與高程差異主要來源于地貌發育演化，是構造活動與地表侵蝕作用等共同作用的結果（表2）。其中，河道R8（老虎溝）的流域面積遠大于其他河道。結果表明，在東西向的分布上以斷裂走向轉折處（老虎溝）為界，西側HI值整體高于東側；而河道坡度也具有相同的分布趨勢。HC曲線的弧度特征十分明顯，西側河道R1—R7的形態相似，為S型，整體上凸；東側河道R11、R13為近直線型，河道R15輕微下凹，河道R9、R10、R12、R14則明顯下凹。從HI值與HC分布來看，西側河道R1—R7整體比東側河道R9—R15年輕，發育演化程度更低些。

在參考已有HI值分布研究方法的基礎上（張天琪等，2015），將研究范圍進行小流域劃分，提取2333個子流域的HI值，采用克里金插值法，最終得到盆地內不同空間位置流域的HI分布特征（圖7）。在河道R10—R15流域范圍內，存在明顯低值異常（異常區域c），盆地內部存在2處高值異常（異常區域a、b），HI值空間分布形態可能對區域斷層展布具有一定指示意義。

F1—冷龍嶺斷裂；F2—門源盆地北緣斷裂；F3—門源盆地南緣斷裂圖7 面積-高程積分空間分布特征Fig.7 Spatial distribution characteristics of area–elevation integralF1–Lenglongling fault; F2–North margin fault of the Menyuan basin; F3–South margin fault of the Menyuan basin

3.2 Hack剖面與河長坡降指數

根據公式（2），以河段與河流源頭距離的對數值作Hack剖面橫坐標，會導致中、下游河段的坡度變化放大而被強調，而上游河段的坡度變化則會因為被壓縮而失去解析度（Hack，1973；趙洪壯等，2010b），所以直接采用Hack剖面與SL的關系會難以顯示真正的河道坡度變化信息，應該利用SL與河流縱剖面結合，再疊加斷裂位置以及河床巖層信息進行綜合分析，盡可能全面地展現出河流縱剖面上的坡度變化與各種影響因素間的相互關系（圖8）。由于不同河道長度差別較大，所以應根據河道長度采用不同的水平間距來保證結果中SL信息密度，得到更直觀的結果。

黑色曲線為河流縱剖面；紅色階梯狀曲線表示SL/K變化趨勢；黑色虛線F2表示門源盆地北緣斷裂主斷裂位置圖8 河流縱剖面與河長坡降指數及盆地北緣斷裂、河床地層巖性疊加圖Fig.8 Overlay diagrams of river longitudinal profile and stream length–gradient index, north margin fault and riverbed lithologyThe black curve represents the longitudinal profile of the river, the red stepped curve indicates the trend of SL/K variations, and the black dashed line F3 denotes the main fault location of the north margin fault of the Menyuan basin.

結果顯示，15條河道的Hack剖面整體形態強烈上凸（圖9），指示河道受構造作用擾動強烈，所有河道的K值大小與流域面積也呈較好的相關性；除河道R5、R7、R14外，其他河道在斷裂經過河道位置的上游一定距離處都出現了SL峰值波動；另外，河道R1—R7的SL/K值處于0～10之間，河道R11、R12、R14和R15中出現大于10的SL峰值，指示河道R8西側未出現極陡河段，主要為緩河段與陡河段，東側部分河道局部出現了極陡河段。

圖9 15條河道Hack剖面形態示意圖Fig.9 Hack profile morphology of 15 river channels

4 結果分析及討論

4.1 HI值的影響因素分析

構造活動、氣候變化和巖石抗侵蝕差異是HI值的主要影響因素（Lifton and Chase，1992；Masek et al.，1994）。研究區內水流補給主要源于氣候性降水和冰雪融水，且河道R1—R15中存在流經不同地層的河道，若要更精細地體現HI值的構造指示意義，還必須單獨討論巖性、氣候（主要是降雨）及現代冰川等因素的影響。

4.1.1 巖性因素

一般情況下，河道基巖硬度的差異及周緣裂隙分布情況會導致河床的抗侵蝕能力發生改變，進而影響到河流地貌發育速率，最終對整個區域的地貌形態產生影響；但野外實際的巖石抗侵蝕能力數據難以獲得，所以研究中通常利用不同年代地層以及巖石類型來討論其對現今地貌形態的影響（胡小飛等，2010）。

根據研究區的區域地質特征（圖2a），主要流域所在區域的巖性以奧陶系的砂巖、頁/板巖為主，夾有部分石灰巖；河道R10—R15還流經二疊系和三疊系的砂巖夾粉砂巖、板巖，其巖性與奧陶系相近；而河道R1—R4、R11—R15流域還覆蓋有第四系砂礫石、細砂、粉砂、砂土層及沖洪積物質。奧陶系與二疊系、三疊系的抗侵蝕能力相差不大，第四系沖洪積松散物質及局部半膠結的碎屑沉積物抗侵蝕能力最弱。假設巖性是影響河道HI值大小的主要因素，那么河道R1對應的流域HI值應該較低，與河道R12、R13、R15接近，但實際河道R1流域的HI值卻明顯較高，因此，研究區的巖性差異并不是HI值差異的主要影響因素。

4.1.2 水系流量因素

通常，流水對地貌形態的塑造具有至關重要的作用。流域水量的改變以及物源變化會調整水系侵蝕能力，進而影響地貌形態。水系流量大小在很大程度上取決于區域降水量的多少，其次就是冰川融水作用。研究區屬于高原亞寒帶氣候，降雨較集中，平均年降雨量約為530 mm（楊珍，2014），且分布較均勻，因此流域水量變化受降雨影響十分有限。除此之外，流域上方冷龍嶺有現代冰川覆蓋（圖10），冰川融水可使流域內水量急劇增加，加快流域內的侵蝕速率。對現代冰川的覆蓋位置分析發現，山體陽坡處冰川較少，主要覆蓋范圍位于陰坡（冷龍嶺山脊北側）；根據融水后水流方向，河道R2、R8、R11在研究區15個流域中受冰川影響相對較大，且河道R2對應流域的HI值在河道R1—R7中偏低，推測是此前冰川季節性融水加快了該流域的侵蝕速率；河道R11所在流域受到冰川影響較大，其HI值在河道R9—R15中最大，說明冰川融水并未對該流域造成太大影響；河道R4流域范圍僅有一處小規模冰川覆蓋（圖10a），HI值與相鄰河道流域接近，受冰川影響較??；其余冰川分布于山體陰坡，冰川融水后不匯入河道R1—R15所在流域，所以現代冰川分布可能對個別流域演化具有影響，但對15條河道及其對應流域的整體影響有限。除此之外，因第四紀晚期以來的古冰川具體位置和規模以及退縮速率等數據難以獲得，古冰川是否對地貌演化產生影響，不在此具體討論。

紅色箭頭指示冰川融化后匯入方向a—河道R8西側現代冰川覆蓋情況；b—河道R8東側現代冰川覆蓋情況圖10 研究區現代冰川分布特征（具體位置見圖7；數據來自國家青藏高原科學數據中心https://data.tpdc.ac.cn/home）Fig.10 Distribution characteristics of modern glacier cover in the study area （The position is shown in Figure 7; Data sources: national science data center of the qinghai-tibet plateau at https://data.tpdc.ac.cn/home)）(a) Modern glacier cover on the west side of R8; Modern glacier cover on the east side of R8The red arrows indicate the direction of glacier meltwater runoff.

4.1.3 坡度因素

根據基巖河道水力侵蝕模型，基巖河道的侵蝕速率與河道坡度呈正相關性（王一舟等，2016）。研究區內15條河道坡度自西向東逐漸減?。ū?），對比東、西兩側河道坡度及HI值變化，如果坡度是主要影響因素，河道R1與R12基巖河床都是第四紀沖洪積物質，不考慮其他因素影響，河道R1坡度遠大于河道R12，此時河道R1的HI值應低于河道R12，但結果恰好相反。由此可見，坡度也不是造成河道HI值差異的主控因素，對流域演化影響有限。從流域演化過程來看，河道坡度差異本身也是地貌演化所帶來的。

綜合以上分析可知，研究區的地層巖性、氣候（降雨）、冰川覆蓋及河道坡度對河道流域演化過程具有一定影響，但這些影響只針對個別河道流域，無法對整體結果造成大的改變。因此，除侵蝕方面的影響外，推測地貌演化過程中可能主要由另一種驅動力（構造活動）控制，形成了現今的地貌格局。

4.2 HI值指示的地表活動構造變形特征

根據15個河道的HI值和HC曲線特征并結合其影響因素分析表明，HI值的空間分布特征指示著研究區構造活動的強弱分布特征及斷層展布形式。門源盆地北緣斷裂的走向自河道R8處發生轉折，轉折處東、西兩側表現出不一樣的地貌演化特征，實際指示了山前斷裂活動性分布特征具有西段和東段明顯的差異。門源盆地為典型的山間斷陷盆地，盆地兩側的逆沖斷層雙向對沖使得盆地下陷。相似地如中國臺灣的中央山脈地區，鄭光佑（2002）對其兩側斷層活動進行研究時發現，河道的HI高值通常會分布在逆斷層上盤附近，而低值則會分布在斷層下盤。根據文中HI分布特征（圖7），河道R10—R15的流域內存在明顯低值異常（圖7異常區域c），谷地內部存在2處高值異常（圖7異常區域a、b），結合野外地質考察，可推斷東側山根前主斷裂已擠壓擴展入盆地內部，導致山體后緣產生了一定虧損并發育張性正斷層，而在盆地內部則發育了成排的逆斷層-褶皺帶（圖11a），這也就解釋了HI低值異常（圖7異常區域c）及山前出現高值異常（圖7異常區域a）的原因。在河道R8西側山根前發現了一系列全新世活動的逆斷層陡坎（圖11b、11c），與HI分布特征基本吻合，并未在河道R8東側發現類似的逆斷層-褶皺帶。

a—門源盆地北緣斷裂東段多排逆斷層-褶皺帶；b—門源盆地北緣斷裂西段崗什卡灘高漫灘逆斷層陡坎；c—門源盆地北緣斷裂西段狼洞溝逆斷層陡坎；d—門源盆地內部青石嘴鎮處推測逆斷層；e—鐵邁附近斷層槽谷及山脊位錯；f—鐵邁附近斷層埡口及小的斷層陡坎圖11 門源盆地中發育的斷層及其變形表現（具體位置見圖7）Fig.11 The field photos of the Menyuan basin (The position is shown in Fig.7)(a) Multi-row reverse fault-fold belt in the east section of the north margin fault of the Menyuan basin; (b) Gangshikatan high overplain reverse fault in the west section of the north margin fault of the Menyuan basin; (c) Langdonggou reverse fault in the west section of the north margin fault of the Menyuan basin; (d) The reverse fault presumed in Qingshizui town, Menyuan basin; (e) Fault troughs and ridges dislocations near Tiemai; (f) Fault pass and small fault steepes near Tiemai

除此之外，在盆地內部青石嘴鎮及河道R8東側分布有大面積的HI高值異常區（圖7異常區域b），但在野外并未在地表發現連續的斷層地貌等異常特征。文中利用地貌剖面結果，并結合趙凌強等（2022）測得的深部大地電磁數據進行分析（圖12），結果顯示，高程曲線與HI值曲線的起伏關系整體具有較好的一致性，大地電磁剖面解譯出的不同區段斷裂深部延展特征，很好地對應了盆地內部的HI高值異常，由此推測門源盆地內部可能存在一條隱伏斷裂（F6；圖12）。同時，野外地質考察在青石嘴鎮地區發現一處地形隆起（圖11d），推測可能是隱伏斷裂在地表的部分地貌表現。

HCL—地殼中的低阻結構；HRB—地殼中的高阻結構a—地貌剖面（具體位置見圖7）；b—大地電磁剖面圖12 橫穿研究區的地貌剖面和二維大地電磁結構模型（大地電磁剖面位置見圖1a；據趙凌強等，2022修改）Fig.12 Geomorphic profile and two-dimensional magnetotelluric structural model obtained across the study area（The position of the geomorphic profile is shown in Fig.7; The position of magnetotelluric profile is shown in Fig.1a; Modified from Zhao et al., 2022）HCL–Low-resistivity structures in the crust; HRB–High-resistivity structures in the crust; a–Geomorphic profile; b–Magnetotelluric profile

門源地區曾多次發生過較大規模的地震，最近發生的2次地震相隔時間較短，其中，2016年1月21日發生在冷龍嶺北側斷裂的門源MS6.4地震，震源機制為逆沖型（胡朝忠等，2016）；2022年1月8日發生的MS6.9地震（韓帥等，2022；袁道陽等，2023），震中位于冷龍嶺斷裂西段與托萊山斷裂東段的交匯地區，發震構造以冷龍嶺斷裂西段為主，托勒山斷裂東段參與，為二者共同作用產生雙向破裂的結果。初步地表調查發現，門源MS6.9地震形成了一系列復雜的同震地表破裂帶，影響了包括蘭新鐵路、扁門高速公路等國家重要工程（蓋海龍等，2022；袁道陽等，2023）。根據HI值分布的高值異常位置，隱伏斷裂位于門源盆地內部以青石嘴鎮為主的人類居住密集區，結合近些年來門源地區地震頻發，該隱伏斷裂應引起一定重視。

4.3 河長坡降指數所指示的活動構造意義

當SL在局部河段發生明顯突起，代表該河段的坡度發生了快速變化，可能是斷裂、褶皺或巖性改變所致，也可能是人類活動造成，如建造水壩、攔沙壩等。因此要結合河道實際情況，綜合分析影響SL突變的因素以及斷裂活動性的差異（趙洪壯等，2010b）。河道不同位置出現SL峰值波動的原因也有差別，上游的SL出現波動首先要考慮斷裂活動及巖性變化，中、下游則應首要考慮人類活動產生的影響。

河道R1—R15中部分河道所流經的地層巖性發生變化（一般由堅硬巖性向軟弱巖性過渡時）可能會出現SL峰值波動，形成固定的Vertical-step裂點（王一舟等，2016）。在均一巖性的基巖河道出現SL峰值變化，則可能是由于斷裂、褶皺變形或人類活動所致。門源盆地北緣斷裂主斷裂分布在冷龍嶺北緣山前，人類活動導致SL產生峰值的可能性較小，斷裂位置的上游河道出現SL峰值波動可能由斷裂活動所致。分析表明，除河道R5、R7和R14，其他河道都在斷裂穿過河道位置前一定距離出現明顯的SL峰值（圖8）。其中，河道R1、R2、R4、R9、R11和R15的SL峰值出現在同一時代地層中，且未在該位置發現有明顯人類活動痕跡，因此認為SL峰值的產生應該是由于斷裂構造活動；河道R3的SL峰值雖然位于不同時代地層變化區域內，但其巖性轉化是由第四系的松散沖洪積物質變為奧陶系砂巖、頁/板巖，因此判斷是由斷裂活動引起；河道R6的SL峰值位置處于巖性變化界線附近且位于斷裂前緣位置，難以直接判定究竟是哪種因素引起的SL峰值突變；河道R10、R12和R13的SL峰值不止一處，位置均不在巖性界線附近，主斷裂前的峰值可能是由該斷裂活動造成的，其他峰值波動則可能由中、下游的逆斷層-褶皺活動引起。河道R5、R7和R14在斷裂前緣沒有發現SL異常峰值，但在中、下游存在明顯峰值波動，由于峰值所處位置距離人類活動聚集區域較近，推測其可能是由人類活動所造成的。此外，河道R8西側R1—R7所有河道的SL/K值小于10，以陡河段為主；東側河道R11、R12、R14和R15的局部SL/K波動峰值大于10，表明東側河道的局部河段出現了極陡河段，尤其是河道R12的SL/K峰值位置指示其可能是由逆斷層-褶皺帶活動引起的；R11、R13和R15河道SL/K值大于10的波動主要位于中、下游區域，可能是由人類活動引起的局部河段坡度增加。由此可見，構造活動可以對SL產生顯著影響。

4.4 門源盆地東、西側活動樣式差異及其可能成因分析

門源盆地構造變形樣式主要為：盆地北緣斷裂走向發生轉折處（老虎溝）以西（圖2b），北側山體主要由門源盆地北緣斷裂控制，山根前發育全新世活動的低矮斷層陡坎；斷裂走向轉折處（老虎溝）以東，剖面形態發生明顯改變，北側山體逆沖至盆地內部，山前發育了多排晚第四紀活動的逆斷層-褶皺帶（圖2c）；南側山體由門源盆地南緣斷裂控制，目前考察發現其最新活動時代為晚更新世，暫未發現全新世活動的證據。門源盆地南、北緣斷裂分別為達板山與冷龍嶺2條大型走滑兼逆沖斷裂帶的分支斷裂，與發育的其他多條小型分支斷裂，共同控制形成了門源盆地現有的地貌格局。

門源盆地北緣斷裂自北西西向轉為北西向，從而導致盆地東、西側構造變形樣式、地貌形態及其地貌參數產生顯著差異，但其驅動原因目前尚不明晰，還需要進一步討論。野外地質考察發現，在鐵邁鄉發育有北東東向的第四紀晚期活動斷裂（圖11e、11f）以及正對著老虎溝的北東向的斷裂（位置見圖2a），所以，初步認為北東向斷裂的存在以及冷龍嶺主走滑斷裂走向發生北西西—北西向的偏轉可能是導致門源盆地北緣斷裂走向發生轉折的原因，也可能是造成盆地東、西兩側活動樣式與地貌形態存在差異的原因。

5 結論

文中利用ArcGIS平臺與數字高程模型數據（DEM）提取了門源盆地北緣山體15條河道對應流域的HI值并繪制了HC曲線，結合河道Hack剖面和SL峰值變化，探討了該區域地貌發育演化特征、斷裂展布形式以及地貌發育與斷裂構造活動的關系等，得到以下結論。

（1）15條河道對應流域的HI值在門源盆地北緣斷裂走向轉折位置（老虎溝）發生變化，HC曲線特征表現為老虎溝西側整體上凸，東側呈直線或下凹，說明山前主斷裂的活動性在西側與東側存在明顯差異，西側逆斷層僅發育于山根前有限的范圍內；而東側斷裂則以活動逆斷層-褶皺帶的形式擴展到盆地內部；這也表明在排除其他干擾因素后，HI值能夠從地貌角度較好地反映其構造活動的差異性，是一個較為敏感的參數指標。

（2）門源盆地內部以老虎溝為界，東、西兩側地貌發育演化差異較大，西側以山前陡坎為主、地形陡峭，東側斷裂已逆沖至盆地內部、為大型逆斷層-褶皺帶。盆地內部的青石嘴鎮及老虎溝東側存在HI高值異常區，結合大地電磁探測結果，推測地下可能存在隱伏活動斷裂。結合門源地區近年來地震頻發的情況，門源盆地邊緣及其內部褶皺、隱伏斷裂等地應引起重視，建議開展活動斷裂定量研究與潛在地震危險性評價工作。

（3）15條河道Hack剖面均表現為上凸形態，表明門源盆地北側基巖山體整體受到較強的構造作用。在活動斷裂通過的上游地區，多數河道的SL出現異常峰值波動，波峰位置與主斷裂位置距離相近，說明構造活動可以對SL產生顯著影響；個別河道還在巖性界線附近出現異常峰值，表明局部河段的巖性變化可能對SL也有一定影響。

致謝：感謝中國地震局地質研究所詹艷研究員的幫助和審稿專家有益的建議。