引言

丽江-小金河断裂位于青藏高原东南缘，是川滇菱形块体内重要的次级边界断裂，该断裂将川滇块体分为川西北和滇中2个次级块体(图 1(a))。断裂运动方式以走滑为主，第四纪以来左旋走滑速率为2.4—4.5mm/a(向宏发等，2002；徐锡伟等，2003)，GPS数据显示断裂现今的走滑速率约为3mm/a(王阎昭等，2008；程佳等，2012)。与此同时，已有研究认为丽江-小金河断裂仍存在垂向运动，通过分析断裂两侧同时代沉积物及差异隆升，推断出自中更新世以来断裂垂直位错量达500—700m(向宏发等，2002)。但古地震研究资料显示，断裂南、中段在全新世以来以走滑活动为主(李安等，2016；丁锐等，2018)，丽江-小金河断裂是否存在逆冲活动成为亟待解决的科学问题之一。

图 1  研究区域构造图

Figure 1.  Regional structure map of the study area

(a)川滇菱形块体及其邻区构造纲要图；(b)地貌参数分析范围

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构造在地貌演化过程中扮演着重要角色(Owen，2013)，研究构造与地貌关系的构造地貌学已成为新兴学科(杨景春等，2017)。构造地貌学主要利用构造产生的地貌景观揭示构造演化历史，反溯地貌形成的构造因素(Yeats等，1997；Owen，2013；姜大伟等，2018)。

研究区域位于亚热带季风气候区，夏季高温多雨，降水丰富，年降水量高达750—900mm，发育众多河流水系，植被茂密，给野外地质调查带来较大困难，且大区域的地质地貌调查耗费大量人力和时间成本。构造活动对区域地貌演化产生较大影响，地貌指数可反映万年至百万年尺度的构造活动(Hack，1973；Kirby等，2012)。随着高精度数字高程模型(DEM)和GIS技术的不断发展，通过分析地貌指数研究构造活动已越来越易实现(胡小飞等，2010；何祥丽等，2014；常直杨等，2015；王一舟等，2016；李明等，2019)。同时，地貌指数的变化不仅受构造活动的影响，也受区域内降水量、岩性地层等因素的影响，综合分析区域内影响地貌指数的相关因素，利用地貌指数与影响因素之间变化的一致性确定地貌指数主控因素是一项重要工作。

作为川滇菱形块体内重要的次级块体边界协调断裂，丽江-小金河断裂周围强震频发，其中破坏性地震(M_s≥5.0)超过50次，6级以上地震多达12次，有记录以来的最大震级地震为1996年丽江7.0级地震(刁守中等，2008)。从历史地震记录来看，丽江-小金河断裂及周边断裂活动较强烈，而断裂活动给当地造成重大损失。因此，利用多种手段研究该断裂活动性对当地防灾减灾工作具有重要意义。本文主要选取断裂走向较一致、断错地貌较清晰的南段和中段(图 1)，在高分辨率卫星影像上解译出断层迹线的基础上，选取合适的DEM数据，沿断裂两侧选择适当的研究区域开展研究。

本文利用美国地质勘探局(USGS)提供的SRTM 1arc-second分辨率DEM数据，结合ArcMap10.2平台对断裂南、中段进行相关地貌指数提取分析，地貌指数包括坡度、地形起伏度、面积-高程积分值等。对丽江-小金河断裂南、中段地貌特征进行定量研究，并结合区域内岩性、降水量数据及前人对该断裂活动性的研究资料，分析地貌指数特征及构造指示意义。

1.   区域构造概况

丽江-小金河断裂位于青藏高原东南缘，是中生代形成的龙门山-锦屏山逆冲推覆构造带的一部分(潘桂棠等，1983)，自晚新生代以来，由于川滇块体南东向挤出与顺时针旋转，该断裂被鲜水河断裂左旋走滑错开(许志琴等，2007；Burchfiel等，2013)，与安宁河断裂、大凉山断裂共同协调鲜水河断裂左旋走滑错动(向宏发等，2002；徐锡伟等，2003)。

丽江-小金河断裂西南始于剑川，向东北经丽江、宁蒗、木里后断裂走向转为NNE向，在石棉一带与鲜水河断裂交汇，断裂总体走向NE，全长超过300km(向宏发等，2002；丁锐等，2018)。该断裂大致以丽江、木里为界，整体分为3段，丽江盆地以南为断裂南段，长30—40km，主要表现为断裂带形式，包含2条主要分支断裂，分支断裂间为小型地堑或半地堑小盆地(李安等，2016)；木里与丽江盆地之间为断裂中段，长约150km，断层迹线在卫星影像上清晰，断错地貌较易识别(向宏发等，2002；徐锡伟等，2003)；木里以北为断裂北段，走向NNE，地处强烈侵蚀和切割地区，缺少第四系沉积。

2.   地貌指数选取

2.1   坡度与地形起伏度

宏观地貌定量分析一般选用坡度与地形起伏度(Scherler等，2014)。坡度指地面倾斜程度，可利用3D分析中的坡度分析工具直接算得，一般通过某个栅格点与其周围8个相邻点间的高程关系获取。已有研究认为坡度具有一定临界值，约为30°(Schmidt等，1995)，坡度超过阈值，坡度-侵蚀不满足线性关系，坡度略增，造成侵蚀速率大幅增加(Schmidt等，1995；Whipple等，1999；Ouimet等，2009)，所以坡度超过阈值后极易发生一系列地质灾害(如崩塌、滑坡等)，从而降低坡度，这也成为判断是否存在地质灾害隐患的重要指标。

地形起伏度为一定区域内高程最大值与最小值的差，能直接反映地面侵蚀程度(Zhang等，2011)，从而间接反映构造活动的强弱，计算公式为：

式中，R表示地形起伏度，H_max与H_min分别表示一定区域内高程最大值与最小值。区域面积分析窗口的选取关系起伏度精确度与宏观反映程度，具有一定尺度效应，分析窗口选取过大，生成的数据精确度不够，分析窗口选取过小，不能宏观反映地形起伏度。基于已有研究成果，与云贵高原区SRTM数据适合的尺度为25×25栅格单元(张伟等，2012)。经试验对比后，该窗口效果较好，所以本次研究选择该窗口进行分析。

2.2   条带状地形剖面

条带状地形剖面指一定宽度范围内地形高程最大值、平均值与最小值剖面，用于定量/半定量分析一定宽度范围内山峰、河谷高程变化，断裂活动造成的断裂两盘地势差异可在条带状地形剖面中有所反映(张会平等，2006；梁明剑等，2014；苏琦等，2016)。相比线状剖面，地形条带剖面更具地形起伏特征的代表性，可较好地避免单条线剖面的偶然性。本文设置条带宽度为3km，在垂直于断裂走向的方向上，沿断裂南、中段大致均匀提取4条条带状地形剖面，将高程数据导入绘图软件origin中成图，进行进一步分析。

2.3   面积-高程积分值

面积-高程积分值用于定量描述流域高程分布，表征流域内未受到侵蚀部分体积的参数(Strahler，1952)，面积-高程积分值可间接反映构造抬升作用。

绘制流域盆地相对面积比(a/A)和相对高度比(h/H)曲线，通过计算曲线下方的面积得到面积-高程积分值，计算公式为：

式中，H为流域盆地内高程最大值H_max与最小值H_min之差，h为0至H间的任意值，a为h至H间的流域面积，A为全流域面积。

Davis(1899)地貌旋回理论将流域地貌演化分为3期，即幼年期(HI > 0.5)、壮年期(HI为0.4—0.5)和老年期(HI < 0.4)，与之对应的流域盆地-面积高程积分曲线表现为上凸型、S型和下凹型(Strahler，1952)，与之对应的HI由大变小。

根据Pike等(1971)的研究，面积-高程积分值计算公式可简化为：

式中，H_max为流域高程最大值，H_min为流域高程最小值，H_mean为流域高程平均值。

自然过程地貌面的演化时间越长，其侵蚀程度越高，经长时间的风化过程，流域盆地残留的地质体越少，面积-高程积分曲线从上凸型逐渐演变为下凹型，面积-高程积分值逐渐变小。但如果某个地区长期受构造活动抬升的影响，地貌演化难以达到平衡，一直处于幼年期或壮年期，面积-高程积分值会长期处于较高状态，因此，面积-高程积分值能间接反映构造活动强烈程度。

3.   流域地貌指数提取结果

3.1   地形参数提取结果

地形参数提取结果如图 2所示，由图 2可知，在垂直于断裂走向的方向上，跨断裂两侧的地形参数变化不明显，但在沿断裂迹线局部(图 2(a)、2(b)中箭头所示位置)可明显反映断裂两侧宏观地貌参数的变化趋势，表现为断裂北侧坡度与地形起伏度较断裂南侧高，其中局部坡度差达31°—41°，地形起伏度差可达63—92m。

图 2  地形参数提取结果

Figure 2.  Extraction results of terrain parameters

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4条条带状地形剖面反映了垂直于断裂走向的地形变化(图 3)，由图 3可知，断裂在4条条带状地形剖面上均有一定逆冲响应，其中D—D'剖面整体抬升效果最好，C—C'剖面次之，A—A'剖面、B—B'剖面虽显示出一定抬升，但受局部小型盆地及断层槽谷等地形的影响，显示效果稍差。

图 3  条带状地形剖面

Figure 3.  Swath profiles of topography

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3.2   流域盆地面积-高程积分值

丽江-小金河断裂被多条水系贯穿，依据Strahler(1952)河流分级法，其内共发育5级水系及流域盆地。本文首先提取研究区域内5级流域盆地，然后选取1级流域盆地作为基准面，差除其他各级面后共得到2863个亚流域面，最后计算区域内亚流域盆地HI，并经插值得到研究区域内HI分布图(图 4)。根据不同级别亚流域盆地对构造反应的差异，选取部分跨断裂的4级流域盆地，得到跨断裂4级流域盆地内亚流域盆地HI变化图(图 5)。

图 4  研究区域内亚流域盆地HI分布

Figure 4.  Distribution of HI value of sub-level basins in the study area

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图 5  跨断裂4级流域盆地内HI变化

Figure 5.  Changes of HI value in fourth-level basins across the fault basins

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4.   讨论

控制地形地貌发展的主要因素包括构造、气候、岩性等一系列内在与外在因素。部分研究成果表明，在构造活跃地区，断层活动往往控制山体垂向隆升，控制区域地貌发展变化(Kirby等，2012；Zhang等，2006)。部分研究成果表明河流地貌指数受气候与岩性因素的控制(赵洪壮等，2010；邵崇建等，2015)，因此有必要探讨研究区域内控制地貌发育的主导因素。

4.1   地貌指数影响因素分析

气候是地貌发育过程中的重要因素，主要通过降水影响河流水系流量，流量在很大程度上决定了河流对河道侵蚀、搬运与堆积的能力，进而影响区域地形地貌演化(Hartshorn等，2002)。苏琦等(2016)通过研究白龙江流域降水量与地质灾害之间的关系，发现降水量多发区并不是地质灾害(滑坡、泥石流等)多发区，二者存在脱耦现象，说明在部分地区降水量对地貌指数无明显控制作用。

根据Hijmans等(2005)对全球气象站数据插值获得的1970—2000年全球平均降水量数据，在ArcMap平台投影得出研究区域年降水量分布图(图 6)。结果显示研究区域内年均降水量为751—909mm，呈南西侧降水量整体多于北东侧降水量的规律，整体差异主要表现在断裂东、西侧，而断裂南、北侧降水量无明显差异。本研究显示断裂北侧坡度与地形起伏度高于断裂南侧，断裂南侧HI明显低于断裂北侧，即丽江-小金河断裂南侧流域盆地发育更成熟，这显然与降水量东西向的分布趋势不一致。因此，经研究分析认为降水不是影响该地区地貌指数的主要因素。

图 6  研究区域年降水量分布图

Figure 6.  Annual precipitation distribution map in the study area

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另外，岩性是控制地貌演化的重要因素。一般认为地层岩性不同，抗侵蚀能力有很大差异，坚硬岩石抗侵蚀能力强，软弱岩石抗侵蚀能力弱，同一条件下如果岩石坚硬程度不同，会产生较大的地貌差异，进而影响地形坡度、地形起伏度等地貌指数。梁欧博等(2018)通过同一岩性条件下不同地貌指数的分析对比发现，岩性不是影响地貌参数的主要控制因素。陈彦杰等(2005)对同一流域，以不同阈值提取的不同面积次级集水盆地与各年代地层及活动构造图进行叠加分析，结果表明，当阈值＜1km²时，HI受岩性与构造的影响，当阈值＞2km²时，主要反映构造活动的影响。本研究提取次级集水盆地阈值为1.8km²，有必要分析岩性对地貌指数的影响，研究区域地质图如图 7所示。

图 7  研究区域地质图

Figure 7.  Geological map of study area

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梁欧博等(2018)依据基岩山区岩性硬度回弹值、类别及风化程度等指标，将岩石分为5个等级，分别为坚硬岩类、较坚硬岩类、较软岩类、软岩类、极软岩类。本次研究中，坡度、地形起伏度及HI响应较好的区域主要为区域A、B、C、D。根据地质图标定的时代地层分别对区域A、B、C、D断层上下盘地层进行对比分析，用于确定岩性对地貌指数的影响程度。

区域A主要分布新近系、三叠系与二叠系。新近系主要为三营组粉砂岩、泥岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断裂南侧；三叠系主要为吉天堡组紫红、灰绿色中-粗粒凝灰质砂岩夹细、粉砂岩及粉砂质泥岩，属较坚硬岩，主要分布于断裂北侧；二叠系主要为峨眉山玄武岩，夹杂灰、绿色致密状、斑状、杏仁状钙碱性玄武岩夹砂、泥岩、煤线、硅质岩、苦橄岩，归类为坚硬岩，该时代地层较其他2个时代地层坚硬，主要分布于断层北侧中部区域。区域A抗侵蚀能力较强的二叠系岩浆岩主要分布于断层北侧中部区域，断裂上盘除坚硬岩分布地区响应较差外，大部分三叠系分布区域响应了上盘较高坡度与地形起伏度。

区域B主要分布古近系、三叠系、二叠系。古近系为宝相寺组紫红、灰紫色夹黄褐色砾岩、砂岩夹粉砂岩、泥岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层北侧西部区域；三叠系为松桂组灰绿、灰黑色粉砂岩、页岩，归类为较坚硬岩，在断层南北两侧均有分布；二叠系为黑泥哨组灰、深灰、灰绿色含煤砂岩、页岩夹灰岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层南侧；该区域分布的岩性抗侵蚀能力一致，所以地貌宏观指数响应较好，断层上盘坡度与地形起伏度明显高于下盘，流域盆地HI变化较明显。

区域C主要分布二叠系、石炭系、奥陶系与前寒武系。二叠系为黑泥哨组灰、深灰、灰绿色含煤砂岩、页岩夹灰岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层南侧；石炭系主要为尖山营组上部鲕状似鲕状灰岩、生物碎屑灰岩、灰岩夹泥灰岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层北侧；奥陶系为向阳组灰黑、灰绿、深灰色页岩夹石英细砂岩，顶部夹含砾砂岩、细砂岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层南侧；前寒武系灯影组为含燧石条带、团块白云岩夹灰岩，上部夹含磷粉砂岩，局部为磷矿层，归类为坚硬岩，主要成窄条带状沿断裂分布。该区域灯影组坚硬岩主要分布于断层南侧，但成窄条带状分布，与断裂走向基本一致。宏观地貌指数响应较好的区域内岩性为断层北侧志留系与奥陶系较坚硬岩。

区域D主要分布二叠系、石炭系、泥盆系、志留系与奥陶系。二叠系为阳新组深色、浅色灰岩间互，含燧石条带或结核，归类为较坚硬岩，主要分布于断层南侧；石炭系为黄龙组浅灰色厚层灰岩、白云岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层北侧广大区域内；泥盆系为破松冲组灰岩、底部泥页岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层北侧；志留系为青山组浅灰夹深灰色灰岩，角砾状灰岩，底部黑灰色灰岩，归类为较坚硬岩，主要分布于断层北侧；奥陶系为宝塔组灰色中厚层网纹灰岩，上部含瘤状灰岩，归类为较坚硬岩，主要分布于紧邻断层上盘的中部区域内。该区域内紧邻断层上下盘的奥陶系、志留系与二叠系主要为较坚硬的灰岩，抗侵蚀能力一致，时代地层不是该区域内影响地貌参数的主要因素。

4.2   控制区域地貌的主要因素

基于宏观角度，研究区域内虽分布一些前寒武纪地层及部分二叠系岩浆岩，对地貌指数有一定影响，如区域A二叠系玄武岩影响了断层上盘地貌指数，但这些坚硬岩分布区域有限。地貌指数响应较好的区域岩性抗侵蚀程度大致相同，所以主导研究区域内地貌指数的因素为构造活动。

已有研究显示丽江-小金河断裂自中更新世以来存在一定逆冲活动(向宏发等，2002)，本文分析地貌指数在断裂两侧整体变化情况，除丽江盆地与金沙江深切流过的区域外，断裂北侧坡度、地形起伏度高于断裂南侧，面积-高程积分值显示断裂南侧河流成熟度高于断裂北侧，说明断裂北侧一直受断裂逆冲活动的影响，使上升盘河流成熟度低于下降盘，丽江-小金河断裂逆冲活动是控制研究区域内地貌指数的主要因素。

板块碰撞塑造了青藏高原及周缘地区地质地貌整体格局，排除降水与岩性因素的影响后，经分析对比，认为丽江-小金河断裂作为川滇菱形块体内的边界断裂，塑造了沿断裂周边的地质地貌格局。

5.   结论

本文利用SRTM 1arc-second分辨率DEM数据提取了丽江-小金河中、南段区域坡度、地形起伏度、面积-高程积分值、条带状地形剖面，系统地总结了地貌参数变化特征，并简要分析其构造意义，研究结论如下：

(1) 构造活动是丽江-小金河断裂南、中段地貌参数主控因素，降水与岩性对该区域地貌发育的影响不占主导地位；

(2) 地貌指数显示，丽江-小金河断裂存在一定逆冲分量，断裂附近坡度与地形起伏度有一定响应，跨断裂4级流域盆地内亚流域盆地HI变化对逆冲活动的响应最明显。