基于河流地貌参数的神头断裂构造活动性研究

The Study on the Tectonic Activity of the Shentou Fault Based on River Geomorphological Parameters

摘要

河流地貌参数是进行活动构造研究的有效手段之一。本文以山西地堑系大同断陷盆地的神头断裂为研究对象，基于12.5 m分辨率的ALOS-DEM数据，利用GIS空间分析技术，提取并分析了神头断裂沿线的16条纵向河流及其所在的基岩区流域的地貌参数，如河流坡降指标SL、标准化陡峭指数K_sn 以及面积-高程积分HI。结果显示研究区河流的SL值集中于9 ~ 300之间，SL/K值集中于0.1 ~ 3.0之间，并在神头断裂附近出现相对高值，K_sn 值介于17 ~ 57之间，HI值介于0.29 ~ 0.53之间。我们分析讨论了这些指标的影响因素，综合分析了河流地貌参数对活动构造的响应，并将研究区数据与各地貌指标的分级标准以及山西地堑系其他地区的计算结果进行了对比分析，结果显示神头断裂构造活动偏弱。野外地质地貌调查表明神头断裂在晚更新世时期有过活动，全新世以来已不再活动，基于地貌参数的分析结论与之一致。综合认为神头断裂具有相对较低的活动强度。

Abstract

The Shentou Fault is a boundary fault with a strike of nearly EW in the southwestern part of the Datong Basin， the northern part of the Shanxi Graben System. It controls the northern boundary of the Shuozhou Sag， a secondary sag of Datong Basin， and has formed a typical mountain-basin landscape. However， previous studies have paid little attention to the activity and tectonic topographical features of this fault. Geomorphological parameters are effective for studying active tectonics. This study utilized high-precision DEM data and GIS spatial analysis techniques to extract and analyze geomorphological parameters of 16 longitudinal rivers along the Shentou Fault and their underlying bedrock watershed areas， including river slope gradient index SL， standardized steepness index K_sn， and hypsometric integral HI. The results show that the SL values of rivers mainly range from 9 to 300 and SL/K values mainly range from 0.1 to 3.0， with relatively high values near the Shentou Fault； K_sn values range from 17 to 57， and HI values range from 0.29 to 0.53. We analyzed and discussed the influencing factors of these indices and comprehensively analyzed the response of river geomorphological parameters to tectonics combining with field geological surveys. Referring to the grading standards for various geomorphological indicators， the results indicate that tectonic activity of the Shentou Fault is relatively weak. Field geological and geomorphological surveys indicate that the Shentou Fault was active in the Late Pleistocene but showed no activity in the Holocene， which is consistent with the conclusions drawn from the analysis of geomorphological parameters. It is considered that there is relatively low activity of Shentou Fault.

Graphical abstract

关键词

山西地堑系 / 神头断裂 / 河流地貌参数 / 断裂活动

Key words

Shanxi Graben System / Shentou Fault / river geomorphological parameter / fault activity

0 引 言

构造地貌是在构造作用控制下，内外营力长期共同作用的结果^［1］，其最能直观体现构造活动的信息。随着地理信息系统（GIS）技术和高分辨率数字高程模型（DEM）的逐渐发展成熟，构造地貌学研究呈现出明显的由定性向定量化发展的态势。构造地貌参数在活动构造研究中的重要性日益凸显。基于DEM理论和相关分析技术获取构造地貌的定量参数，并分析和研究它们与构造运动强度的关联，已经成为目前定量构造地貌学的研究热点^{［2 - 8］}。构造运动对河流的影响最为显著^{［9 - 12］}，河流地貌参数在构造活动性评估过程中发挥了关键作用，国内外研究者通过一种或者多种河流地貌指标来研究探讨研究区的构造活动，取得了丰硕的研究成果^{［13 - 16］}。常用的河流地貌参数包括河流坡降指标、陡峭指数、山前曲折度、面积-高程积分等，提取多个指标综合分析构造活动性是进行河流地貌研究的常用方法。

山西地堑系是鄂尔多斯稳定块体东缘一个活动强烈的断陷带，活动断裂发育，地震频发^{［17 - 20］}。山西地堑系新构造活动在地貌上表现极为显著，早在上世纪初，国内外专家学者已开始在此处进行构造地貌方面的研究。本世纪以来，前人基于DEM数据提取河流地貌参数对山西地堑系的边界性活动断裂进行了定量研究^{［21 - 24］}，证实了跨不同时代活动断裂的地貌参数具有显著的差异。地貌参数方法能有效区分山西地区断裂的活动强弱。

神头断裂是山西地堑系北部大同断陷盆地西南部的一条近东西向边界断裂，控制了大同断陷盆地西南部次级凹陷朔州凹陷的北部边界，形成了典型的盆山地貌。然而该断裂附近并无强震记录，其构造地貌特征和活动特征前人关注也不多。这条断裂的活动强弱如何，在各种公开媒介中也未见过相关的报道。贯穿断裂的河流冲沟较为发育，断裂上升盘河道均为基岩河道，这为我们提取河流地貌参数研究断裂活动强弱提供了天然条件。本文拟以跨神头断裂的水系流域为研究区，尝试基于高分辨率的DEM影像数据，提取并分析横跨断裂的河流冲沟的构造地貌参数，通过研究河流地貌参数对神头断裂的构造响应来分析神头断裂的构造活动性，这对朔州市用地的合理规划、当地矿区以及生命线工程的抗震防护意义重大，同时也对了解大同断陷盆地西南部的区域活动性甚至构造动力学机制，以及探索该方法研究山西地区活动构造的普适性具有极大的推动作用。

1 研究区地质背景

山西地堑系是山西高原受新生代时期的喜马拉雅运动影响形成的一系列边界由活动正断层控制的断陷盆地^{［25， 26］}。大同盆地位于山西地堑系北部（图1a）。盆地整体上呈NE向展布，盆地周围为中低山所围限，盆山边界分布一系列近NE向、NEE向或近EW向活动断裂控制着盆地的发育和沉积^{［27， 28］}。盆地西边界由口泉断裂和神头断裂控制。其中口泉断裂全长 > 100 km，呈NNE走向展布，断裂活动具有分段性，位于大峪口以北的断裂中段活动性最强，最新为全新世活动，其控制的怀仁沉降中心新生代最大沉积厚度达1800 m，自大峪口向南部延伸其活动性变弱，未发现晚更新世晚期以来活动证据^［29-31］。神头断裂全长 > 30 km，整体呈近EW向展布，倾角大于70°，属高角度正倾滑断层。前人通过该断裂野外地质特征及其在显微镜下的显微构造特征，结合节理的发育情况，认为该断裂最初形成于印支期，经历了燕山期的拉张、四川期的挤压以及喜马拉雅期以来的伸展，形成了现今的地貌以及构造形态^［32］。神头断裂控制了大同断陷盆地内部次级块体朔州凹陷的北部边界。有史料记录以来，该断裂沿线未有破坏性地震发生。依据新生界等厚线资料，朔州凹陷基底埋深200多m，而该凹陷东部的马营庄凹陷的断陷幅度达到3500 m^［33］。马邑-神武断裂构成朔州凹陷与其他次级凹陷的分界，同时将近EW方向的神头断裂与NNE方向的口泉断裂南段分隔。

基于高分二号遥感影像，结合ALOS的12.5 m的DEM数据，我们解译了神头断裂的展布迹线。该断裂影像上表现为山地与盆地的分界，西起白家窑村，向东经峙峪、刘家窑、大平易、神头至峪沟村一带，自峪沟村向东北，线性构造地貌迹线不再清晰，山前表现为向盆地内倾斜的黄土台地地貌，此地段亦位于隆起山地弧形转折处。野外调查显示，神头断裂山前广泛发育晚更新世冲洪积台地，其成分主要为亚砂土、砂砾石层、粉质黏土等。毛道、神头一带基岩山地区广泛发育寒武系、奥陶系灰岩，山地与盆地高差300 ~ 400 m，局部高大的断层三角面已被风化呈浑圆状。神头断裂在该处呈线性展布，山前洪积台地与基岩山地呈断层接触。在神头村以北，见神头断裂出露（图2，剖面位置见图1b中SPT1）。此处断层面走向近60°，倾向SE，倾角70°，断层面平直光滑，可见风化的断层泥呈灰黄色粉末状，断层面的擦痕指示该断层为正断层。山前发育晚更新世洪积台地，主要成分为亚砂土、砂砾石层交互分布，台地上部地层OSL年龄测试结果显示为晚更新世中期，表明断裂最新在晚更新世中期有过活动。横跨神头断裂的河流冲沟发育T1，T2级河流阶地。在苗山村以东的小型冲沟沟口处，神头断裂自山前穿过，与山前洪积台地后缘呈断层接触（图3，位置见图1b中SPT2）。冲沟东壁发育的T1阶地形成于全新世或者更早时期^［30］，阶地拔河5 ~ 6 m，神头断裂上下盘阶地面平整，无高差位错，阶地剖面上也未见砾石层错断。这表明神头断裂至少全新世以来已不再活动。

以上地质资料表明，朔州凹陷是大同断陷盆地内新生界断陷幅度较小的一个次级块体，其北部边界性断裂神头断裂活动性也相对较弱，尤其是全新世以来，该断裂已不再活动。

2 数据

我们选取了研究区ALOS 12.5 m数字高程模型（DEM）数据进行河流和流域的提取。基于该数据，我们利用GIS技术沿断裂提取了16条河流冲沟，编号自西向东分别为R1，R2，… R16；并提取了其所在基岩区的流域，编号自西向东分别为S1，S2，… S15，如图1b所示。河流冲沟的出水口设置在神头断裂位置处，出水口以上的上游流域均为基岩河道的集水盆地。所选河流冲沟多为集水盆地内长度最长的主干河道，且穿越断裂流向下游，这些河流、流域大小不等，能够反映不同规模河流对断裂活动的响应，所有河流冲沟及流域的参数如下表1所示。这些河流及流域便是我们之后进行地貌参数提取的基础。

3 研究方法

3.1 河流坡降指标

河流始终处于侵蚀与堆积的动态作用中，这一过程不断使河床逐渐下切、趋于平缓，理论上会慢慢接近一条圆滑下凹的纵剖面曲线，河床坡度也随之发生平缓变化。然而，实际中河床的形态常会受到岩性差异、构造活动、气候条件等多种因素的干扰，导致河流纵剖面往往呈现不规则形态。1973年Hack研究河道长度和河道坡度时提出了河流坡降指标（SL指数），用于量化河流剖面坡度的各处差异^［34］。SL可由河流纵剖面局部地段的坡度与距离河流源头的距离的乘积来计算：

SL=（△H/△L）*L（1）

其中，（△H/△L）为计算河段的坡度，L为河流源头至河段中点的距离，如图4所示。

河流坡降指标对河流坡度的变化是极为敏感的，是用于描述河流纵剖面局部坡度变化或者探讨构造运动的有效工具。沿河流SL值的变化对应于岩性的变化或者断层的存在。SL值的研究是用于量化数值的比较而不是绝对值的描述。当SL值偏高时，这往往意味着该区域是抗侵蚀能力较强的基岩区，与邻区经长期差异性侵蚀作用，或者由于活动构造的影响，造成局部河段的坡度变化，导致该数值偏高；相反，若SL值异常偏低，则可能表明该区域抗侵蚀能力较弱，岩性整体较软，也可能代表该地区构造活动程度低^{［35 - 37］}。

同时，Hack认为一全河段抗蚀力相似的河流，其河流纵剖面可以用一个简单的半对数方程式描述，称之为Hack剖面，从曲线状Hack剖面的源头到出水口画一条直线，此直线可代表该河流全河段达到动力平衡时的均衡状态，称为“理想均衡剖面”，其斜率即为均衡坡降指标K。通常情况下，河流越大，则K值和SL值也偏大。为了比较不同河流间的坡降指标，前人采用每条河流的SL/K值，作为标准化河流坡降指标，并指出SL/K介于2 ~ 10之间为陡河段，大于10则为极陡河段^［38］。

本文研究的16条河流，最短为3.07 km，最长为43.65 km，河道高差最小为127 m，最大为600 m，较短的河流多位于断裂上升盘的基岩山地区。综合考虑，我们以35 m高差作为计算步长，依据上述方法，依次对上述16条河流自上游至下游的河段坡降指标进行了提取。为便于比较，本文在进行数据分析时同时给出了SL值与SL/K值的分布。

3.2 河道陡峭指数

河流沿河道流动，河流对河床的侵蚀力是一种剪切力。河流水力侵蚀模型利用河床抬升与河流侵蚀的关系将剪应力下切模型融合于质量守恒定律之中^{［5， 9］}。该模型认为基岩河床的高程处于动态变化之中，可表示为抬升速率U和侵蚀速率E的函数：

dz/dt=U(x,t)-E=U-KA^mSⁿ（2）

其中，x表示位置，t为时间，K是同时反映河流侵蚀能力与河床抗侵蚀能力的侵蚀系数，m，n是反映水文情况的常数值，A为河段上游的集水盆地面积，S为河段的坡度。

当河道剖面处于均衡状态时，dz/dt=0，整理上式可得：

S =(U/K)^{1/ n} A^{-m/ n}（3）

令θ= m/ n，K_s= (U/K)^1/n，则有：

S = K_s A^-θ（4）

该式表明河段河道坡度S与汇水面积A呈幂函数关系，其中K_s 表示河道的陡峭指数，θ表示河道凹曲度。这些值决定于流域形态、基岩强度和水力几何形态等，这两个值可通过log（A）和log（S）的回归统计直接测量计算得出。在实际计算过程中，通常采用一个固定的参考凹曲度θ_ref = 0.45来获取归一化陡峭指数K_sn。该值可用来反映构造抬升速率的相对大小^{［7， 10， 39， 40］}。由于构造抬升的作用导致侵蚀基准面降低，河流下切作用增强并产生溯源侵蚀，这种侵蚀作用不断向上游迁移，致使陡峭指数增大。陡峭指数往往与抬升速率呈正相关的关系。

河流水力侵蚀模型一般针对基岩河道而言。实际计算时，针对16条河流，我们舍去了水系源头常出现的崩积河道，以及断裂下游的非基岩河道，只选用断裂上游的基岩河道，基于DEM计算出河道坡度和汇水面积，利用双对数坐标轴作图进行线性回归，同时我们选取θ_ref = 0.45对陡峭指数进行标准化处理，获取标准化陡峭指数K_sn。

3.3 面积-高程积分

基于戴维斯地貌旋回理论，Strahler于1952年提出了面积-高程积分法^［41］，该值（HI）计算方法如下：设某河流全流域面积为A，流域内某条等高线以上的面积为a，该等高线与流域最低点的高差为h，流域最高点与最低点的高差为H，则令x = a/A，y = h/H。根据不同位置（x，y）数据对绘制曲线称之为面积高程积分曲线，曲线左下方与坐标轴围起的面积为面积高程积分值HI。

面积高程积分反映了地貌的发育程度，可用于判定河流地貌的发育阶段。通常认为，在构造活动活跃的区域，水系的发育易受干扰，流域往往呈现幼年期特征，积分曲线呈凸型，对应的HI值偏高；而在构造稳定的区域，水系有充足的时间和空间完成发展演化，流域多表现为老年期特征，积分曲线呈凹型，相应的HI值相应较低；而在构造缓慢隆升地带，曲线呈S型，地貌演化处于壮年期，此时HI值介于二者之间。流域在正常演化过程中，通常由于受到构造抬升作用，其面积高程积分曲线从凹型-S型-凸型状态发展，在构造抬升停止时，曲线又逐渐演变回凹型^{［24， 42 - 44］}。基于这一规律，通过对比不同流域HI值的大小以及面积高程积分曲线的形态，便能推测各流域的构造活动状况。

我们对研究区的15个流域按上述方法进行了面积-高程积分曲线的绘制以及HI值的计算。

4 结果

河流坡降指标的计算结果以图6展示。由图6A左上角直方图可看出SL数值的大小分布，研究区共计171个河段的SL值介于9.46 ~ 359.87之间，平均值约为135，数值多分布于300以下，占比95%，数值越大，数值量分布越少。从空间上来看，在神头断裂30 km长度内，东部、中部和西部均有河段出现大于210的较大值出现。从单条河流剖面上来看，在河流源头处，SL最小，随着流程的增大，SL值呈增大趋势，在神头断裂附近出现极高值，这一现象在R1，R2，R4，R6，R11和R13表现的最为明显（图7）。同时，为便于比较，我们也给出了标准化坡降指标SL/K的分布（图6b）。SL/K值介于0.1 ~ 3.36之间，平均值为1.35，小于2的数据占比81%。与SL值分布类似，单条河流上自河流源头SL/K值呈增大趋势，在神头断裂附近出现极高值。

标准化陡峭指数计算结果见图8。由该图左上角数据分布图可见，K_sn 值介于17 ~ 57之间，平均值约为37，标准差为13.2，变异系数为36%，数据较为分散。从空间分布上来看，东西两端中等长度河流数值整体偏大，多在45以上；中部的最长的两条河流R10和R11数值次之，介于30 ~ 45之间，而小型河流数据则变异性较大。图9给出了研究区典型河流的面积-坡度的双对数回归曲线。

面积-高程积分值HI分布见图10。HI数值介于0.29 ~ 0.53之间，平均值为0.42，标准差为0.07，变异系数为17%，相较于K_sn数据分布相对集中。从空间分布上来看，相对低值分布于东西两侧，且仅有S3，S7和S13等3个流域数值偏小，低于0.35，其他流域均大于0.35。由于研究区内流域大小不一，只有S7，S9和S10流域面积大于100 km²，其余流域面积均小于100 km²，图11在进行曲线绘制时按流域面积进行了区分。从曲线形态上来看（图11），曲线多呈S型、凹型，表现为凹型最为显著的为S7和S13，其HI值也最小，约为0.3；S型上凸最为显著的是S9和S11，其HI值也最大，约为0.53。研究区流域多为老年期和壮年期。

5 讨论

5.1 各指标影响因素

河流地貌形态是河流长期演化的结果，其地貌参数是其特征量化的表现，通常会受到构造活动、岩性变化、气候、流域规模等因素的综合影响^{［3， 39， 45］}。

河流坡降指标SL值在多处呈现出高值。结合该地区20万地质图资料和野外调查，神头断裂上升盘山地地层岩性多为寒武系、奥陶系的灰岩（毛道村以东）以及石炭系、二叠系的砂岩页岩（毛道村以西）等。灰岩的抗侵蚀能力远远超过砂岩页岩。然而从数值上看，岩性本身并未影响坡降指标的分布，砂岩河道与灰岩河道的数值并无较大差别，只是局部岩性变化引起了该指标的局部极高值。山地区出现的几个极高值如R11（图6所示）的近上游处，便是由于河流流经处岩性由灰岩突变为砂岩所致；R13下游（图6所示）的突然变大处，及峪沟村西北一带，该地段为晚更新世的黄土台地区，河床自奥陶系灰岩突变至相对松软的亚砂土层，导致SL值的增大，当然断层导致的SL值的突变在下游处也表现显著。然而从整体上看，SL的相对高值区均分布于神头断裂附近。同时，图12a和图12b定量展示了基岩河道SL均值和SL/K均值与流域大小和河流长度的回归关系，可见该两值与河流长度与流域规模的相关性很小。

与SL指数类似，K_sn 同样受多种因素影响。从基岩岩性上来说，以毛道村为界，东西部分别分布着抗侵蚀能力强的灰岩和抗侵蚀能力差的砂岩，而K_sn 相对高值在两个地段均有分布，可见河道岩性差异对其影响甚小。图12c定量展示了K_sn 值与流域大小和河流长度的线性不相关，这也一定程度上可以估算河流负载对该值并不存在系统性影响^［5］。然而从数值上仍然可以看出中等长度河流K_sn 值稍微偏高，中等长度的河流正值塑造河道的壮年，侵蚀搬运能力也最强，其K_sn 值最能灵敏反映外在因素的影响。

如前所述，HI值并未由于毛道村东西两侧岩性的差异而呈现规律性的变化，同时研究区流域所处的气候条件类似，均为半干旱大陆气候区，不会造成HI值的差异。而其他因素如流域大小等可能使各流域的HI值呈现轻微差异性，而从图10、12d可见，HI值、曲线形态并未呈现出与流域大小的显著相关性。我们可以认为研究区内各流域HI值主要受构造作用控制。

研究区的各地貌参数的大小是受岩性变化、流域规模等因素影响的，但是主要受研究区构造作用所控制。神头断裂作为边界性控制断裂，控制了其上升盘河流地貌的形成和演化，神头断裂的活动导致其附近河段的SL值相对更高，并使沿线基岩河道K_sn 和流域的HI指标达到了一定数值。

5.2 地貌参数的构造指示

国内外的研究者将上述各指标进行数据分割，来对应不同地段构造的活动性强弱，将指标数据与断裂活动进行有效对应和联系，取得宝贵经验和切实可靠的成果。同时，华山山前断裂、中条山北麓断裂、霍山山前断裂、交城断裂均为山西地堑系内边界性断裂，其构造活动强烈，最新活动均为全新世^{［46 - 49］}。前人对贯穿这4条断裂的河流和流域进行了提取和分析，并对地貌参数进行了研究。这几条断裂所研究的河流长度与流域面积的规模类似，其范围均覆盖了本区的河流与流域规模，本文所提取的同类地貌参数可与之相互对比。

前人将SL值分为3类：SL ≤ 300，构造活动弱；SL介于300 ~ 500之间，构造活动中等，SL ≥ 500，说明断裂活动最强^{［23， 50， 51］}。依据SL/K值的判别标准，SL/K < 2为缓河段^［38］，意味着较弱的构造活动。华山山前断裂强烈活动段每条河流基岩区SL均值介于500 ~ 700，且普遍出现SL值 > 800的河段，中条山北麓断裂该值介于284 ~ 700^{［23， 24］}。跨霍山山前断裂附近的河段普遍出现SL/K > 10^［52］。结合本文神头断裂沿线河流的SL值95% < 300，SL/K值81% < 2，说明断裂活动属于弱等级。

K_sn 值对于区域抬升速率具有很好的指示，常用于研究区域构造活动强弱^{［39， 45， 53］}。但是由于不同地区的差异性，K_sn 值并没有一个普遍适用的分类标准^［23］。然而，同处于山西地堑系，不同边界性断裂的K_sn 值应可相互对比。据对贯穿山西地堑系边界断裂华山山前断裂、中条山北麓断裂、交城断裂的该河流地貌参数的研究，其强烈活动段K_sn 值分别介于70 ~ 152、74 ~ 346和54 ~ 182^{［23， 24， 54］}。对比本研究区数据，我们认为神头断裂相对活动性较弱。

国内外学者对HI值进行了划分以对应构造活动性的强弱^{［35， 41］}。HI ≤ 0.35，属于弱构造活动区，HI ≥ 0.6，对应于强构造活动区，HI介于0.35 ~ 0.6之间，对应于中等构造活动区。同时对比山西地堑系其他断裂的同一河流地貌参数数据，华山山前断裂强烈活动段HI值介于0.5 ~ 0.6之间，曲线形态相比之下更为上凸；中条山北麓断裂强烈活动段HI值介于0.5 ~ 0.65之间，曲线形态呈“S”形；霍山山前断裂的研究流域有60%的HI值介于0.45 ~ 0.65之间，且曲线形态呈“S”形^{［23， 24］}。依据本研究区的HI值，可见研究区属于非强活动区。

由此可见，各指标数值分级揭示的神头断裂的活动强度是一致的，均表明该断裂的构造活动性偏弱。同时经过山西地堑系上述各断裂各地貌参数的数据比较，我们认为山西地堑系区域构造活动是不均衡的，相比之下，华山山前断裂、霍山山前断裂具有更高的活动强度，这两条断裂也恰恰是发生过8级以上历史地震的断裂。

5.3 神头断裂构造活动性综合讨论

大同断陷盆地位于晋冀蒙交界地带，该地区地震活动频发，近几十年内盆地北部发生了包括1989年10月19日大同阳高6.0级地震等在内的多次中强地震，多年来一直被列为全国地震重点监视防御区之一。盆地属于山西地堑系的拉张断陷区，大规模边界性控盆断裂如口泉断裂、恒山北麓断裂等控制了盆地的新生代沉积，这些断裂具有发生7级左右地震的地震风险^［55］。同为盆地的西界控盆断裂，虽然目前神头断裂一带尚无中强震记载，其活动性和地震危险性同样受到关注。

口泉断裂总长度 > 120 km，最新研究将其由北向南分成了三段：上皇庄以北段、上皇庄至大峪口段和大峪口以南段，其中，中段活动性最强，最新活动在2 ~ 3 ka，其滑动速率约为0.17 ~ 0.53 mm/a^{［30， 31］}，且水准测量资料证实其有增大趋势^［56］，相对较短的古地震复发间隔意味着中段较强的活动强度^{［30， 31］}。然而，如前所述，自大峪口向南部延伸其活动性是逐渐减弱的，目前尚未发现其晚更新世晚期以来活动证据^［29-31］。小震精定位结果也显示地震集中段集中于口泉断裂活动性最强的中段，南北两端较弱^［57］。神头断裂位于大同盆地的西南部，总长30余km，规模相对较小，呈近EW走向，与口泉断裂南段交于西边界的弧形转折处，同时近SN走向的马邑—神武断裂将二者分隔开来。前文的地质调查资料证实该断裂全新世以来不再活动，最新断错了晚更新世中期地层。

从盆地新生代沉降幅度上来看，口泉断裂最强活动的中段控制的怀仁凹陷新生界厚度达1800 m，断裂南段新生代厚度变小，而至神头断裂一带，新生代厚度仅为200余m，这表明断裂活动具有继承性。而大同断陷盆地的南部沉降中心是由恒山北麓断裂控制的马营庄凹陷，新生界沉积沉降幅度达3500 m，呈现出西北浅，东南深的半地堑结构。这说明在新生代时期近NNW—SSE主张应力场伸展作用下^［58］，盆地南部地区以恒山北麓断裂的强烈断陷为主^［59］，神头断裂及口泉断裂南段一带断陷作用不强。同时震源机制研究结果表明现代构造应力场方向与新生代时期差异很小^{［60， 61］}。另外，神头断裂及口泉断裂南段可能也并未衔接。作为厚200余m的朔州凹陷和厚达3500 m的马营庄凹陷的边界断裂，隐伏的马邑—神武断裂新生代断陷幅度达3000 m，并同时将神头断裂与口泉断裂南段从弧形转折处分隔开来，这可能更促使了这两段的独立活动习性。

本文计算了神头断裂沿线河流的3个地貌参数，并将这些量化数据与山西地堑系其他强烈活动断裂的同类参数进行了对比，结果表明神头断裂沿线的数值显著偏小，暗示了神头断裂构造活动性偏弱。楚天舒等^［62］通过地貌参数方法发现口泉断裂不同分段上量化数据具有明显的差异，地貌参数量化指标与断裂南段的弱活动性相适应。

6 结论

本文基于高精度DEM数据，利用GIS空间分析技术，提取了神头断裂沿线的16条纵向河流及其所在的基岩区流域的地貌参数，如河流坡降指标SL、标准化陡峭指数K_sn 以及面积-高程积分HI。在分析这些指标影响因素的基础上，本文定量研究了地貌参数对构造活动的指示，最后结合区域地质资料，综合探讨了神头断裂一带的活动强度，结果表明：

（1）河流SL值集中于9 ~ 300之间，SL/K值集中于0.1 ~ 3.0之间，并在神头断裂附近出现相对高值；K_sn 值介于17 ~ 57之间，面积高程积分HI值介于0.29 ~ 0.53之间。

（2）我们将研究区数据与各地貌指标的分级标准以及山西地堑系其他地区的计算结果进行了对比分析，显示神头断裂构造活动偏弱。

（3）地质资料表明，朔州凹陷断陷幅度较低，神头断裂在晚更新世时期有过活动，全新世以来未再活动，相较于大同断陷盆地其他边界性断裂其活动性较弱。这与地貌参数的分析结论是一致的。

参考文献

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基金资助

国家野外科学观测研究站研究计划(RSTY2023-05)

地震动力学与强震预测全国重点实验室开放基金(LEDF2025B11)