2017, Vol.37
② 中国地震局地壳应力研究所, 北京 100085)
近10年来，随着空间分辨率的不断提高，米级分辨率的卫星遥感数据已越来越多用于大比例尺(1：50000及以上)活断层地质填图前期的指导性工作中[1, 2]，活动断裂构造形成的线性形迹及断层陡坎、断层谷地、断层垭口、断塞塘等构造地貌在高分辨率卫星遥感影像上十分清晰，为快速、准确确定活动断裂的空间位置及规模等奠定了坚实的基础[3~8]。同时，微型断层陡坎(高不超过5m)、浅断层凹陷及浅断塞塘(深不超过5m)等微型构造地貌的遥感直接识别不仅可以提供断裂构造的最新活动证据，最主要的是可为规模较大、传统地质调查方法无法快速、准确获得的有较强活动性的断裂构造在较短的时间内提供准确的空间信息依据[3, 4, 6, 7]。它可为区域构造发展史的研究和地震灾害的防御提供科学依据。在中国地震局设立的“十二五”和“十三五”国家行业专项“中国南北地震带活断层勘察”前期调查工作中，高分辨率的卫星遥感影像上获得的活断层信息对于探槽的准确、快速布控及最终确定活断层的空间延伸起到了重要作用。本文以滇西北地区鹤庆-洱源活动断裂带为例，通过在SPOT-5及ETM卫星遥感影像上该断裂带形成的线性形迹、大型及微型断层陡坎、断层垭口、断塞塘等构造地貌及被错的河流阶地、水系特征的遥感分析[9~14]并结合野外实地调查，较为客观、准确确定了鹤庆-洱源断裂的空间走向及规模，结合高精度DEM数据、GPS实测高程数据及年龄测试结果对断裂的活动性质、相对活动时代及幅度也进行了遥感分析。
1 区域地质概况鹤庆-洱源断裂带位于川滇菱形块体中部偏西(图 1a)，四周分别被程海近SN向断裂(带)(东)、丽江-剑川NE向断裂(丽江-小金河断裂的南西段)(北、北西)、龙蟠-乔后NNE向断裂(南西)及红河NW向断裂(南)等区域性活动大断裂所围限[15~20]，见图 1b，其中维西-乔后断裂、南涧-巍山断裂及红河断裂北段均属红河断裂的一部分。断裂带走向近NS向和NE向，由多条近于平行的断裂组成。
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图 1 川滇菱形块体与滇西北活动断裂系大地构造位置示意图(a)和研究区活动构造与地震分布图(b)[9] (a)白色箭头指示块体相对欧亚板块的运动方向；(b)黄色字体为盆地名称 Fig. 1 Maps of (a) tectonic setting of the Sichuan-Yunnan rhombic block and the northwest Yunnan active fault system, and (b) active faults and seismicity of the northwest Yunnan |
通过第四纪以来复杂的构造演化特别是区域构造应力场的多次变化[21~25]，鹤庆-洱源断裂带经过的盆地及山地区断裂构造主体方向为近南北向和北东向，地貌总体上表现为凹-隆相间发育的格局，自北向南严格控制着现代丽江盆地东部、鹤庆盆地、洱源盆地及鹤庆-洱源盆地间山体走向(以下简称山地段)。丽江盆地东部段SN长近13km，宽6km；鹤庆盆地呈近南北向长条形展布，南北长约22km，东西宽约5~10km——这两个盆地的长轴方向与鹤庆-洱源断裂带主体断裂在相应段走向基本一致。洱源盆地形态比较复杂，盆地南部为洱源县城和茨碧湖所在处，在南部盆地边界受红河断裂的次级断裂控制。盆地长轴方向NW310°左右，长10km，宽4km；在中北部，盆地西边界自南向北由NNW向逐渐变为近SN然后再转向NNE方向(NE20°)，与主体断裂方向一致。盆地东边界自南向北逐渐向西收敛，总体上呈锯齿状。洱源盆地自南向北逐渐变窄，最窄处位于盆地北部大坪村附近，东西宽不足2km。
丽江盆地、鹤庆盆地及洱源盆地内部自第四纪以来沉积了数百米厚的河湖相物质，在盆地边缘发育有至少3~4期洪积物，在地貌上表现为洪积扇，目前形成2~3级洪积台地，与同时期的河湖相沉积呈水平相变关系[22, 26~28]。盆地与周围山地间基本以断层接触，地貌上形成高数十米-百米以上的断层陡坎和断层三角面，断层陡坎均略倾向所在盆地内部。盆地周边山地以三叠系灰岩、古近系紫色石灰质角砾岩、砂岩及上新世三营组灰色、黄色砂、砾石层等前第四系地层为主。
2 研究区遥感数据的获取与处理 2.1 数据选择研究选用的遥感数据主要包括6幅SPOT-5影像以及2幅ETM影像。高分辨率的SPOT-5数据全色波段空间分辨率可达2.5m，不仅能满足大型断层陡坎、断层三角面及断层谷地的遥感直接识别，而且对于高不超过5m的微型断层陡坎、深5m左右的浅断层凹陷等微型构造地貌也能直接判读；中等分辨率的ETM数据全色波段空间分辨率可达15m，7个多光谱波段空间分辨率为30m，主要用于区域构造分析。另外，覆盖研究区域的1：50000比例尺标准分幅地形图、DEM数据用于遥感影像校正及高程分析。
2.2 遥感数据处理研究中采用的遥感数据为原始影像，均需要波段组合、配准、融合、几何校正、色相调整、镶嵌等图像处理过程。其中，SPOT-5数据正射校正的参考数据是1：50000比例尺标准分幅地形图数据及DEM数据，ETM数据几何校正的参考底图是校正后的SPOT-5影像数据，校正精度均控制1个到1.5个像素以内。
3 鹤庆-洱源断裂带遥感影像特征 3.1 概述对于鹤庆-洱源断裂带，有关学者做过相关研究，但对其规模、空间位置及性质有不同的看法。王瑞雪和叶燎原[10]将鹤庆-洱源断裂带分为南北两带，北带北起米厘厂、七河至新华，南段为鹤庆盆地东界至洱源盆地。该断裂带在遥感影像上比较模糊，仅鹤庆盆地北东向的边界可以清楚地显示其线性特征，该断裂第四纪具有左旋运动性质，沿断裂带可见多处山脊、水系表现出同步左旋扭动。唐渊和刘俊来[19]认为鹤庆-洱源断裂为丽江-剑川断裂的分支断裂(南支)，北起丽江，呈NNE-SSW向，向南西到达鹤庆，走向变为NE-SW向，在向南西经洱源与红河断裂相交；鹤庆盆地的形成受该断裂及NE-SW向次级正断裂所控制。
本文在总结了前人对鹤庆-洱源断裂带研究成果的基础上[9~14, 19, 25]，根据SPOT-5和ETM遥感影像上的线性特征、断裂形成的构造地貌特征及受断裂水平断错形成的水系特征、洪积扇群扇顶及多级河流阶地同步扭曲特征[29~33]，并结合野外考察验证的成果，较为客观的分析了该断裂带的空间分布特征。
3.2 鹤庆-洱源断裂带的遥感影像特征 3.2.1 断裂带的线性特征在SPOT-5及ETM卫星遥感影像上(图 2)，丽江-剑川断裂和红河断裂之间的丽江盆地东部东边界、鹤庆盆地东边界和洱源盆地西边界以及山地段均显示有断裂构造形成的清晰线性形迹，但呈断续延伸，不同地段延伸方向不尽相同。自北向南分段描述如下。
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图 2 鹤庆-洱源断裂带ETM遥感影像图(a)和SPOT-5影像解译结果图(b) (a)中黄色框为研究区范围 Fig. 2 ETM image (a) and interpretation results on SPOT-5 image (b) of Heqing-Eryuan Fault Zone. Range in the yellow line represents the research area in Fig. 2a |
丽江盆地东部边界段：总体沿丽江盆地东部段盆地东边界分布，北起自丽江-剑川断裂南的永安村南西，向南经小团山村东、洪家村东、启良村东、达瓦村东、启可村东、大猎村东、贵峰村东、保洁村东，呈雁列式排列，总体走向NNW，断面倾向W，倾角70°~75°，长约12km。该断裂带自北向南在洪家村北东、上启良村北东、达瓦村东、启可村北东及南东、大猎村东分别被NE向断裂组左旋水平断错。
鹤庆盆地东部边界段：总体沿鹤庆盆地东部边界断续分布，自北向南经三家村东、红新梨园村东、仁和村东、三义村东、如意村东、鹿鸣村东、北新村东、南宝麓村东、北河村村东、小七队村东，呈雁列式排列，总体走向NNE10°~20°，断面倾向NW或W，倾角70°以上，总长30km以上。左旋水平断错靠近山体的洪积扇扇顶或控制山前断塞塘的边界(三义村南东)。此外，盆地东部边界断裂活动性向盆地内部迁移迹象较为明显，形成盆地边界断裂的次级断裂。
鹤庆盆地东部边界断裂次级断裂自北向南主要分布在仁和村西-三义机场-下排村西-将军庙村西-鹿鸣村南、南河村北-大水漾村南及南新村东-北溪村一线，雁列式分布在洪积扇中部及洪积扇前缘，总体走向NNE，倾向W，倾角70°，断续延伸21km左右。在高分辨率遥感影像上(SPOT-5)，发育的洪积扇中有明显垂直断错扇形地纹理特征的笔直线性形迹。
山地段：由主体断裂和北侧与主体断裂近于平行、呈雁列式排列的8条次级断裂构成(图 2b中鹤庆南的黄色部分)。主体断裂沿文明村南-格局-发枝-董家、春水井西-东坡-山顶西-石夹村南-福和村南-板桥村-西排村以东一线断续分布。其中在文明村南-福和村南断裂走向NE45°，倾向SE，倾角65°~75°，延伸近20km。在福和村南-西排村间断裂走向NE35°，倾向SE，倾角65°~75°，延伸近8km。遥感影像上线性近笔直。次级断裂断续分布在主体断裂北侧，断裂走向NE40°~45°左右，倾向NW或SE，倾角65°~75°，一般延伸2~8km左右。
洱源盆地西边界段：自北向南主要沿洱源盆地西边界西排村以东-小新村西一线分布。北段在西排村以东-西坡村以东，断裂走向NE20°~30°，倾向SEE，倾角65°以上，延伸近7km。中段在西坡村西-洛书村西，断裂走向NNE，倾向SEE，倾角70°以上，延伸近4km。在洛书村西-新生邑村-梅城村，断裂走向NE20°~30°，倾向SEE，倾角65°以上，延伸近2.5km。南段在梅城村-和邑村西-小新村西，断裂走向NNW，呈雁列式排列，倾向SEE，倾角70°以上，延伸7km以上。再向南线性形迹不明显，未与洱源盆地南边界断裂即红河断裂的次级断裂相接。在新生邑村北、梅城村西及联里村南西被NE35°~45°断裂左旋水平断错。
在洱源盆地北部，主断裂在盆地内部还有一条次级断裂。位于下站村东-小坪村东一线，线性形迹比较清晰，延伸2km以上(图 2b中南端标红的主断裂东侧的黄色断裂)。
3.2.2 断裂带的构造地貌特征在遥感影像上(图 2和3)，鹤庆-洱源断裂带在盆地边界形成的高数十米-百米以上的大型陡直的断层陡坎及断层三角面极易识别，在山地段形成的深数十米以上的断层谷地也容易发现。根据野外考察、1:200000区域地质图及已有研究成果[22, 26~28]，表明大型断层陡坎大致形成于第四纪以来。根据区域地貌面对比，高80m以上的断层陡坎顶面亦为二级夷平面，高60~80m的断层陡坎面为一级夷平面，在鹤庆盆地东边界最为明显。晚更新世以来在盆地边界形成的断层陡坎只是其中的一部分，幅度大小可以估算。最新活动留下的微型断层陡坎及浅断层凹陷、断塞塘等微型构造地貌在盆地边缘也能从SPOT-5影像上直接识别。不过，断裂带在不同地段的构造地貌组合特征不尽相同。
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图 3 鹤庆盆地-洱源盆地间山地段断裂带的空间分布(a)及次级断裂形成的构造地貌特征(b) 图 3b中①、② 和③ 分别与照片中的①、② 和③ 位置对应：① 为断塞塘，② 为断层垭口，③ 为笔直断层谷地；照片镜向225° Fig. 3 The spatial distribution of Heqing-Eryuan Fault Zone (a) and tectonic landforms in the mountain segment between Heqing Basin and Eryuan Basin (b) |
在丽江盆地东部边界段，断裂带主要形成第四纪以来的大型断层陡坎，在达瓦村以北陡坎高30m以上；在达瓦村南断层陡坎高35m以上，但不超过50m，局部地段发育断层三角面；南部的启可村到贵峰村一带，在晚更新世晚期-全新世早期以来形成的洪积扇前缘可见3~4m的微型断层陡坎。
鹤庆盆地东部边界段，断裂带在盆地边界形成陡直的断层陡坎和断层三角面，断层陡坎高数十米-百米以上。遥感影像上至少显示了两级断层陡坎，较高一级高出盆地80m以上，较低一级高出盆地60m以上。在三义村南东，控制山前断塞塘的东边界；在盆地内部，在三义村-北溪村一线，断裂带活动向盆地内部迁移，形成的次级断裂垂直断错晚更新世晚期以来形成的洪积扇中前部向盆地外凸的弧形，沿近南北向即断层走向几乎连续分布，地貌上为高3~5m的微型断层陡坎(图 4a)。野外验证断层陡坎确实存在，高不超过5m(图 4b中的照片)。Sun等1)在图 4b箭头处以南150m进行了横穿断层的近EW向探槽剖面验证。剖面深5m左右，发育有F1、F2及东侧的断层，且规模相对较大(图 4c)，根据断层产状及剖面中同一层位的被错方式可知，这3条规模相对较大的断层均具有正断层的性质。剖面自下而上至少可见3个断裂垂直断错所形成的断层填充楔。在最底部断层填充楔层即图 4c中的第21层顶部所含炭质层的14C测年结果为8.36~8.18ka B.P.1)，表明在全新世早中期以来次级断裂有过至少3次活动。
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图 4 鹤庆盆地东侧大型、微型断层陡坎遥感影像(SPOT-5，a)、微型断层陡坎照片(b，镜向南)及探槽剖面(c)探槽剖面修改于Sun等1) 1.耕植土层；2.人工堆积沙土；3.浅黄色砂砾石层夹砂透镜体向F1渐变为砂粘土层夹砾石层；4.浅黄灰色砂砾石层，颗粒支撑，有一定层理。砾石磨圆好，分选差；5.黄色粘土砂层，含少量砾石；6.灰色砂砾石层，夹砂透镜体，有一定层理。砾石分选差，磨圆好。局部有一定程度的钙质胶结；7.黄色砂粘土层，局部夹砾石薄层；8.灰色、黄色砂砾石层，夹黄色砂透镜体，有一定层理。砾石次圆状，分选较层6较好；9.褐黄色砂粘土层；10.黄色、灰色砂砾石层。砾石磨圆好，分选差；11.黄色粘土层，含少量砾石。靠近F1有几个小薄层砾石；12.褐色含砾石砂粘土层；13.褐色砂粘土砾石层，悬浮支撑。砾石次圆状，分选差；14.红黄色混杂堆积。砾石次圆状，分选差；15.灰色砂砾石层，有一定的层理。砾石次圆状，分选差；16~17.黄色粘土层；18.断层填充楔黄色砾石层，半悬浮支撑。砾石次棱角状-次圆状，分选差；19.黄色砂透镜体；20.灰色砂透镜体；21.断层填充楔，下部为砾石堆积，上部为含砾石砂层，靠顶部含炭质层，14C测年结果约为8.36~8.18ka B.P.，其中沉积层受扰动弯曲；22.浅黄色崩积粘土团块，边缘有砾石卷入；23.断层填充楔，楔状体的边缘被中砾粒级占据，中间堆积细砾砂粘土；24.褐色粘土；25.断层带。粘土中有裂缝，有轻微片状构造 Fig. 4 Remote sensing image(SPOT-5) of macro and micro fault scarps (a), the photo of the micro fault scarp (b) and the trench section (c) is modified by Sun1) |
1) Sun Changbin，Li Dewen，Shen Xiaoming et al. Holocene activity evidence on the southeast boundary fault of Heqing Basin middle segment of Heqing-Eryuan Fault Zone，West Yunnan Province，China. Journal on Mountain Science，2017(已接收，但期次未定)
在山地段，主体断裂主要形成紧闭的断层谷，断层谷深十米以上，为“V”型谷；在北侧的8条次级断裂形成的地貌主要包括断层谷地、断层垭口、浅断层凹陷及断塞塘。断层谷地在遥感影像上比较笔直，断层凹陷深不超过8m(图 3b)。
在洱源盆地西边界段，鹤庆-源断裂带主体断裂形成的构造地貌为陡直的断层陡坎和断层垭口地貌，断层陡坎高可达百米以上，陡坎面略倾向E即洱源盆地内部，为第四纪以来断裂的总体垂直运动所致，陡坎顶面疑是二级夷平面[14]。断裂带东侧次级断裂在下站村东-小坪村东沿NE20°~25°方向斜切晚更新世晚期洪积扇中前部的弧形影纹，野外验证地貌上形成1.5m以上的断层陡坎及深1.5~2.0m的浅断层凹陷(图 2)。
3.2.3 断裂带左旋走滑遥感特征——水系及地貌形态的反向扭曲在SPOT-5遥感影像上，断裂带经过处河流被左旋水平断错数十米-百米以上的迹象明显。尤其在山地段，在福和村南，断裂带主体断裂左旋水平断错发育于晚更新世以来的洪积扇中的河流即弥茨河支流可达200m(图 5a)。此外，断裂带同步左旋断错同一盆地同一侧多个出山口处的洪积扇的扇顶，使这些扇形地构成的洪积扇群的扇顶成同步反向扭曲。在鹤庆盆地东边界，在南宝麓村东约1000m出山口往南，4~5个晚更新世晚期-全新世早期形成的洪积扇扇顶被同步左旋扭动的迹象十分明显。
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图 5 福和村南1.6km鹤庆-洱源断裂带山地段主体断裂左旋水平断错弥茨河支流(箭头处) (a)及鹤庆盆地南西山地段次级断裂左旋错断漾弓江支流形成的河流阶地(b) Fig. 5 SPOT-5 remote sensing image of the tributary of Mici River dislocated by the left-lateral strike-slip movement of the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone in the mountain segment at Fuhe Village South(about 1.6km) (a)and river terraces by the left-lateral strike-slip movement of the secondary fault of Heqing-Eryuan Fault Zone in the mountain segment in the tributary of Yanggongjiang River at the southwest of Heqing Basin (b) |
此外，断裂带的主体断裂或次级断裂还可左旋水平断错断裂经过处的1~2级河流阶地，在遥感影像上(图 5b)最为清晰的是在鹤庆盆地南西，山地段主体断裂的次级断裂左旋水平断错漾弓江支流形成的2级阶地，一级阶地(T1)被断错可达5m，二级阶地(T2)水平断错幅度可达20m。
3.2.4 鹤庆-洱源断裂带的空间分布特征鹤庆-洱源断裂带北起自丽江-剑川断裂南的永安南西，向南经过丽江盆地东部东边界，穿过丽江盆地与鹤庆盆地间的山地到鹤庆盆地东侧山地，沿东侧山地与盆地的边界至鹤庆盆地南侧山地，经鹤庆盆地-洱源盆地山地间的文明村南-格局-发枝-董家、春水井西-东坡-山顶西-石夹村南-福和村南-板桥村-西排村东到达洱源盆地北部。在西排村东经沿洱源盆地的西边界到达茨碧湖东侧的小新村西，断续延伸近100km。遥感影像上(图 2b)，该断裂在经过小新村以西后，向南的线性特征十分不清楚，未与洱源盆地南的红河断裂相交。鹤庆-洱源断裂带总体走向丽江盆地东部段为NNW向、鹤庆盆地东部段为NNE向、山地段为NE向(NE30°~45°)、洱源盆地西边界段为NNE(北段)-NNW(南段)。在鹤庆盆地段、洱源盆地段及山地段该主体断裂还有多条次级断裂，在鹤庆盆地东边界和洱源盆地西边界，活动有向盆地内部逐渐迁移的迹象(图 2b)。
4 鹤庆-洱源断裂带活动性遥感分析断裂活动性遥感分析主要包括活动性质、相对活动时代及活动强度等方面。
4.1 活动性质根据断裂构造留下的构造地貌类型可判断断裂构造的活动性质。正断层一般形成大型或微型断层陡坎及断塞塘等[2, 3, 7, 8]；走滑断层通常形成断层谷地及断层垭口，可错断经过断裂处的水系使多条大致同向河流呈同步扭曲，亦可使同一盆地边缘不同出山口处的洪积扇的扇顶做同向扭曲，也可同向而不同幅度错断河流阶地等[3, 6, 8, 20, 33]。
鹤庆-洱源断裂带主体断裂在丽江盆地与鹤庆盆地东边界及洱源盆地西边界均形成数十米至百米以上的断层陡坎和断层三角面，次级断裂垂直错断在晚更新世以来形成的洪积扇[9]，1)，2)，在中前部形成微型断层陡坎，断层面倾向盆地，倾角一般大于50°~60°，根据产状判断鹤庆-洱源断裂主体断裂和次级断裂具有明显的正断层性质。在鹤庆盆地东部边界段，近SN向边界断裂左旋水平断错山前洪积扇扇顶迹象亦很明显(图 4a)。在山地段，遥感影像上可清晰见到断裂带主体断裂和次级断裂水平断错流经断裂处的水系(图 5a)及河流阶地(图 5b)，因此鹤庆-洱源断裂带主体断裂及次级断裂也具有左旋走滑的特征。当然在不同地段断裂的性质会有所不同。
1) Sun Changbin，Li Dewen，Shen Xiaoming et al. Holocene activity evidence on the southeast boundary fault of Heqing Basin middle segment of Heqing-Eryuan Fault Zone，West Yunnan Province，China. Journal on Mountain Science，2017(已接收，但期次未定)
2) 李德文等.鹤庆-洱源断裂带1︰50000地质填图(中国地震局“十二五”行业专项“中国地震活断层探察-南北地震带中南段”)专题验收报告，2015
从图 2~5分析表明，在丽江盆地东部段，鹤庆-洱源断裂带主体断裂在盆地东边界主要形成高不超过50m的断层陡坎，一般陡坎高30m左右，正断层性质比较明显；在鹤庆盆地东边界及洱源盆地西边界，主断裂形成高数十米至百米以上的断层陡坎，也具有典型正断层的特征。不过根据相关资料[9, 13, 14]、遥感影像分析及野外验证可知，鹤庆盆地和洱源盆地为鹤庆-洱源断裂主体断裂尾端产生张性断裂并形成的拉分盆地，也具有一定的走滑分量。在鹤庆盆地中南部的北宝麓-南宝麓一带东侧的盆地边界，断裂带主体断裂左旋水平断错多条出山口的水系，错距不超过20m。洱源盆地西边界梅城往北至新生邑一带，前述的晚更新世早中期洪积扇中的水系被左旋错动也不超过20m，因此可推断断裂带主体断裂在盆地段主要为具左旋走滑特征的正断层。在鹤庆盆地东部段，次级断裂在晚更新世以来的洪积扇形地中前部形成微型断层陡坎，高不超过5m，除在北新村以北在晚更新世晚期-全新世早期洪积扇1)中可见左旋断错流经处的水系数米外，自北向南在三义村-北新村一带走滑特征不明显，因此次级断裂主要具有正断层的特点。
在山地段，断裂带主体断裂形成深十米以上的“V”谷，左旋错断流经过的水系，在福和村南水平断错幅度可达200m；次级断裂形成的构造地貌组合为笔直的断层谷地、断层垭口及断塞塘，在鹤庆盆地南西侧北河村南，次级断裂水平断错漾弓江支流形成的2级阶地：一级阶地水平断错幅度可达5m，二级阶地水平断错幅度可达20m。地貌组合反映山地段主体及次级断裂均具有挤压性质，左旋走滑为主要的活动方式，但根据沈晓明等[9]的最新研究成果，在山地段主体断裂和次级断裂亦有较小的正断或逆冲分量。
4.2 鹤庆-洱源断裂带相对新活动年代的遥感分析从前述所知，鹤庆-洱源断裂为丽江盆地东部段东边界、鹤庆盆地东边界及洱源盆地西边界断裂，控制这些盆地内部第四纪以来河湖相沉积物沉积厚度的变化；在盆地与山地间的山麓地带形成与盆地内部相同时期河湖相沉积呈水平相变的洪积物，较新的洪积物地貌上为洪积扇，而时代较老的洪积物随山地的抬升而构成不同高度的洪积台地(图 6和图 7)。不同期次的洪积扇受断裂活动的影响幅度不同而位于不同的海拔高度，拔高越高，形成时期越久远。不同时期洪积扇在遥感影像上具有明显不同的色调，因遭受的破坏程度不同而保持的完整程度差异较大(图 6)。因此，通过色调和扇形地的完整程度可判断不同时期洪积扇的相对时代。断裂构造的新活动必然会在盆地边界相应时期的洪积扇中留下微型断层陡坎、浅断层凹陷等构造地貌痕迹或断错洪积扇中水系及河流阶地的痕迹。因此，通过不同期次洪积扇的遥感识别并结合构造地貌、河流阶地等对比分析可大致推断断裂构造活动的相对年代[34]。
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图 6 鹤庆盆地东侧第四纪以来不同时期洪积扇的遥感影像特征 (a)盆地南部晚更新世晚期-全新世早期洪积扇，(b)盆地北部早更新世洪积扇，(c)三义村所在处洪积扇为晚更新世早中期形成，三义村南东东红色标注为中更新世时期洪积扇 Fig. 6 Remote sensing imagery features of the alluvial fans formed in the different periods since the Quaternary |
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图 7 遥感影像上鹤庆盆地东侧不同时期断层陡坎、夷平面及洪积台地位置 Fig. 7 The positions of macro fault scarps, planations and alluvial platforms formed in different periods on the remote sensing image at the eastern boundary of Heqing Basin |
在鹤庆-洱源断裂带经过的丽江盆地东部段东边界、鹤庆盆地东边界及洱源盆地西边界的山麓地带，分布有色调明显不同，处于不同拔高的多期洪积物(图 6)。根据洪积物与同时期河流相、湖相堆积物的相变对比及前人资料[9, 15~19, 22, 27, 28]以及不同时期洪积扇在SPOT-5遥感影像上的影纹特征、色调及扇形地的完整程度、地貌部位等可以大致判断有4期洪积扇存在，分别形成于早更新世、中更新世、晚更新世早中期及晚更新世晚期-全新世早期。
晚更新世晚期-全新世早期的洪积扇形态较为完整，扇形地上现代河流过程正在进行，色调浅白或浅灰色，分布较广，还未形成台地(图 6a)；晚更新世早中期的洪积扇整体上不再接受现代河流加积，扇形地相对也比较完整。扇面红土发育而使洪积物色调呈土红色，根据叠置关系，晚更新世早中期时期洪积扇可分为两期，早期规模最大，前缘已到达盆地中，中期规模较小、镶嵌在早期洪积扇中(图 6c中三义村所在位置)。早期洪积扇形成一级台地，分布最为广泛，高出盆地面均不超过40m；中更新世时期的洪积扇局部破坏较严重，扇体宏观位置和规模依稀可辨，局部沟壑深切，扇面风化强烈，通常为耕作土，地貌上为二级台地，高出盆地面60m以上(图 6c中三义村南红色标注部分)。洪积物色调偏红，与晚更新世时期洪积扇区别在于扇面的完整程度，分布很局部；早更新世时期的洪积扇仅在个别地方出现，扇面仅作为沟间地、河间地出现，冲积扇残余仅存沉积记录，扇根多位于河流出山口附近，地貌上为三级台地，高出盆地面至少80m以上(图 6b)。
在丽江盆地东部段盆地东侧，在盆地南部的启可村东-贵峰村东一带鹤庆-洱源断裂带垂直断错形态保持十分完好的洪积扇，在洪积扇前缘形成微型断层陡坎，通过高精度DEM数据得到的微型断层陡坎高不超过5m，野外实测数据为3~4m。洪积扇在遥感影像上为浅白色，从遥感影像上洪积扇形态的完整性和浅色调可以判断，洪积扇应为晚更新世晚期-全新世早期形成，说明鹤庆-洱源断裂带在丽江盆地东部段最新活动时间不早于全新世早期。
鹤庆-洱源断裂带主体断裂在鹤庆盆地东边界段左旋水平断错洪积扇的扇顶迹象明显，而在遥感影像上绝大部分洪积扇呈土红色(图 6c)，形态保持的相对完整，根据前述的判别标准，可推断绝大部分洪积扇为晚更新世早中时期形成，因此断裂带主体断裂最新活动时代应不早于晚更新世中期。不过根据野外观察，该断裂在北河村东出山口处垂直断错洪积扇0.5m以上，洪积扇保持十分完好，呈浅白色，应为晚更新世晚期-全新世早期形成，说明鹤庆-洱源断裂带主体断裂在鹤庆盆地东边界段在全新世以来仍有活动迹象。
次级断裂垂直断错山麓地带洪积扇的扇中及前缘部分，根据洪积扇的色调和完整程度可推断它大致形成于晚更新世晚期-全新世早期，地貌上为微型断层陡坎，因此次级断裂的最新活动时代应不早于晚更新世晚期-全新世早期。Sun等1)和李德文等2)在鹤庆盆地北部三义机场北的仁和村西洪积扇最前缘和南部北溪村北保存最为完整的洪积扇前缘横穿次级断裂的探槽剖面中做了相关样品的年龄测试。在仁和村西的探槽剖面深5m以上，剖面上有两条规模相对较大的断裂构造均为正断层，剖面顶部被断错的细砂粘土层的光释光年龄测试结果为30ka B.P.左右，说明次级断裂距今约3万年前有过明显的活动；在北溪村北的探槽剖面深5m左右，可见3条规模相对较大的断裂存在(图 4c)，剖面顶部被断错的细砂层光释光年龄为20.32±2.25ka B.P.，剖面底部断层填充楔中炭质层即图 4c中的层21顶部炭质层的14C年龄测试结果为8.36~8.18ka B.P.，说明此处次级断裂活动最新活动时间不早于距今约2万年，在距今约8250年前有明显活动迹象。绝对年龄测试结果与遥感地貌分析结果基本一致，反映出鹤庆-洱源断裂带主体断裂在鹤庆盆地东部段新构造活动逐渐向盆地内部迁移的特征很明显。
1) Sun Changbin，Li Dewen，Shen Xiaoming et al. Holocene activity evidence on the southeast boundary fault of Heqing Basin middle segment of Heqing-Eryuan Fault Zone，West Yunnan Province，China. Journal on Mountain Science，2017(已接收，但期次未定)
2) 李德文等.鹤庆-洱源断裂带1︰50000地质填图(中国地震局“十二五”行业专项“中国地震活断层探察-南北地震带中南段”)专题验收报告，2015
在山地段的北长-发枝一带，主体断裂水平断错晚更新世以来的洪积扇明显[9]。沈晓明等[9]的OSL(光释光)结果表明，在北长剖面中主体断裂断错的洪积物所在层位顶部细砂层年龄为100.7±10ka B.P.，断层填充楔底部细砂层的年龄为99.4±11ka B.P.。因此我们推测，主体断裂在距今约10万年前有明显活动迹象。在板桥村北约600m河谷东侧，主断裂从晚更新世早中期形成的洪积扇前缘通过，洪积扇中从东侧流经断裂处的河流也明显左旋错位30m以上；在河谷东侧半山坡出露的剖面高5m左右，底部为棕黄色洪积砂砾石层，顶部为浅红黄色洪积细砂砾石层，整个剖面有7条断裂分布在不同层位，其中有两条断裂切穿整个剖面。底部细砂物质的光释光年龄为150.5±12ka B.P.，顶部细砂物质的光释光年龄为58.45±6ka B.P.[9]，说明该处断裂最新活动不早于距今5.85万年前，即晚更新世中期。在瓜拉坡剖面，主体断裂错断最底部洪积含砾石层及其上的5~7cm厚的黑褐色含炭泥层和浅黄色坡积砾石层，据沈晓明等[9]的14C年龄测试，含炭泥层的14C年龄值为19.88±0.28ka B.P.，可以认为主断裂在距今约2万年前有明显的活动迹象。以上分析说明在山地段，主体断裂在整个晚更新世时期有断续活动迹象，只是在不同地段活动时间早晚有所不同。
在鹤庆盆地南西侧，鹤庆-洱源断裂带山地段的次级断裂左旋水平断错漾弓江支流的二级阶地可达20m、一级阶地可达5m。从地貌部位看，二级阶地西侧洪积扇形成一级台地，洪积扇保存比较完整，色调土红色，推断为晚更新世早中期洪积作用形成[9, 13~20]，1)。洪积扇高出二级阶地5~10m以上，说明二级阶地形成于晚更新世早中期以后河流切穿扇形地经历堆积和抬升形成，而根据一、二级阶地形成时间区域对比大致可知[14~20]，二级阶地形成于晚更新世晚期，一级阶地形成全新世早中期[9, 13~20]，1)，也就是说山地段次级断裂活动新活动时间应不早于晚更新世晚期至全新世早中期。
1) 李德文等.鹤庆-洱源断裂带1︰50000地质填图(中国地震局“十二五”行业专项“中国地震活断层探察-南北地震带中南段”)专题验收报告，2015
在洱源盆地西边界段，在梅城村以西-新生邑以西一带，洪积扇形态较完整，色调土红色，地貌上形成一级台地，高出盆地面不超过40m，洪积扇应为晚更新世早中期时期形成[9, 13~20, 27, 28]，1)。断裂在洪积扇前缘形成断层陡坎，高不超过一级洪积台地面的高度，李德文等1)在梅城村北约700m断裂经过处，在台地面下约2m处断裂垂直断错的最顶层含砾细砂层中所做的光释光年龄约为52.3ka B.P.，亦表明鹤庆-洱源断裂带主体断裂在洱源盆地西部段最新活动时间不早于距今约5.23万年前。
以上分析结果表明，鹤庆-洱源断裂带的主体断裂自晚更新世以来一直在断续活动，次级断裂自晚更新世晚期即大约距今3万年来活动迹象比较明显。在盆地内部至少有2~3次明显的垂直断错活动，在山地段至少有2次左旋水平走滑活动。但在不同地段活动时间有很大不同，具有明显的分段性。
4.3 鹤庆-洱源断裂带活动幅度鹤庆-洱源断裂带的活动幅度包括垂直断错幅度和水平断错幅度。
在传统的地质方法中，垂直断错幅度一般通过野外考察获取断层面两侧同一时期松散堆积物的高差值来计算[17]，水平断错幅度一般以断错同一河流或同一级阶地的水平距离来计算[17, 19, 20]。而在研究区内，山地与盆地间直接以断层陡坎接触，在断裂两侧很难找到可用于直接计算垂直断错幅度的同一时期的松散堆积物。通过高分辨率遥感影像可以获取与断裂活动有关的一些地貌面如不同时期的洪积台地面、阶地面及夷平面的位置，而通过1︰50000地形图可数据可以读取这些地貌面的拔高及与所处盆地面的高差；通过野外GPS实测数据也可得到这些地貌面及相应盆地面的拔高；通过资源3号卫星数据生成的立体像对更精准获取上述地貌面与盆地面的相对高差(精度可高达5m)。综合以上这些数值，可比较客观反映这些地貌面与盆地面的高差，之后根据上述地貌面的相对年代学遥感分析及绝对年龄测试结果可大致推算鹤庆-洱源断裂带晚更新世以来的最大垂直断错幅度。
鹤庆-洱源断裂带在丽江盆地东部东边界形成高不超过50m的断层陡坎，在鹤庆盆地东边界及洱源盆地西边界的断层陡坎高可达100m以上。根据前人的研究成果[13, 14, 18, 19]以及本文遥感分析结果可知，该断裂带为上述盆地早更新世以来的控盆构造，断层陡坎的高度应为第四纪以来垂直断错的叠加值，晚更新世以来的垂直断错幅度应是总体叠加值的一部分。在丽江盆地东边界及鹤庆盆地东边界东的山地中保留着两期夷平面，野外实测拔高分别为2500m和2300m。遥感分析及野外验证结果均表明，在鹤庆盆地东部自北向南的山地中两期夷平面均是断层陡坎顶部面，二级夷平面主要分布在盆地北部的拉什湾村东-三义村东、中部的中排村东-将军庙村东和北新村东-水美村东及南部的北河村东-南河村东的山地中，高出盆地80m以上，遥感影像上(图 7)夷平面与最高的断层陡坎的顶部面处于同一位置，即最高陡坎顶面(第四纪以来累积形成)与二级夷平面(较早期)高度相当。在这些地方河流出山口处两侧可见二级洪积台地面，高出盆地60m以上，顶面与一级夷平面(较新)大致相当；而一级夷平面又是另一个时期断层陡坎的顶面(图 7)。根据4.2中相关推断可知，二级洪积台地面形成于中更新世时期，也就是说二级洪积台地顶面与同一时期断层陡坎顶面拔高相当，亦即可以把台地面的高度大致看着同时期断裂活动的最大垂直断错幅度。进而可推断晚更新世早中期洪积物形成的一级台地面与盆地面的高度差可看作是晚更新世以来鹤庆-洱源断裂带主体断裂的最大垂直断错幅度(图 7)。次级断裂在晚更新世晚期以来的洪积扇的前缘形成不超过5m的微型断层陡坎，其高度值应是次级断裂的晚更新世晚期以来的最大垂直断错幅度。以上推断同样适用于丽江盆地东部段及洱源盆地西部段。
在鹤庆盆地东部拉什湾向南至水美村一带，晚更新世早中期洪积扇形成的一级台地面高出盆地30~40m，在丽江盆地东部北中段的增路五村东-上启良村东一带一级台地面高出盆地15~20m，在洱源盆地西边界自北向南的小海子村西-梅城村西一带，一级台地面高出盆地不超过40m，根据前述的计算断裂垂直断错幅度的方法可知，鹤庆-洱源断裂带主体断裂在丽江盆地东部段最大垂直断错幅度为15~20m，在鹤庆盆地东部段最大垂直断错幅度为30~40m，在洱源盆地西段最大垂直断错幅度为不超过40m。
次级断裂在鹤庆盆地东部形成不超过5m的微型断层陡坎，在丽江盆地东部段微型断层陡坎高为3~4m，在洱源盆地西部段微型断层陡坎高度在1.5m以上，微型断层陡坎的高度是断裂带主体断裂的次级断裂在相应盆地内部的最大垂直断错幅度，即在丽江盆地东都段为3~4m，在鹤庆盆地东部不超过5m，在洱源盆地西部段可达1.5m。
关于水平走滑幅度，盆地段和山地段明显不同，山地段幅度远比盆地段大得多。在盆地段，鹤庆盆地东部段的北宝麓村东800m出山口处，可见主体断裂左旋水平断错流经断裂处的河流不超过20m，河流发育在晚更新世时期的洪积扇上。在洱源盆地西边界，梅城村西-新生邑一带，主体断裂左旋断错弥茨河支流也不超过20m，而支流切穿晚更新世早中期的洪积扇。在山地段，在福和村南约1.6km处，主体断裂左旋水平断错弥茨河支流可达200m，而支流切穿晚更新世早期的洪积扇(图 5)。而在鹤庆盆地南西，山地段次级断裂左旋水平断错漾弓江支流形成的2级阶地，一级阶地被左旋断错可达5m，二级阶地被左旋水平错动可达20m。
5 讨论 5.1 鹤庆-洱源断裂带对周边区域性大断裂的顺应性鹤庆-洱源断裂带四周均被地震断裂所围，其东侧为程海大断裂，北侧及北西侧为丽江-小金河大断裂的南西段，南西侧为龙蟠-乔后断裂，南侧为红河大断裂。断裂带北段的丽江盆地东部东边界段及鹤庆盆地东部东边界段断裂走向近南北向，与程海大断裂走向基本一致，而丽江盆地东部段和鹤庆盆地的长轴方向也是近南北向；鹤庆盆地-洱源盆地间山地段中鹤庆南山-福和段山地走向NE45°左右，断裂带在此段的走向为40°~50°，与丽江-剑川断裂的南西段走向相同；鹤庆盆地-洱源盆地间山地段中福和-洱源盆地西边界断断裂带走向与龙蟠-乔后断裂走向大致相同，但靠近南部的红河大断裂部分逐渐拐为北西向，与红河断裂走向接近。因此，鹤庆-洱源断裂带的空间延伸受离之最近的大断裂的控制明显，对周边区域性大断裂有较好的顺应性(图 1b)。
5.2 断裂带的活动幅度不及周边大断裂从前述所知，鹤庆-洱源断裂带主体断裂晚更新世以来在盆地段的最大垂直断错幅度不超过40m，一般幅度20~30m；山地段左旋水平断错的最大幅度可达200m，盆地段一般幅度不超过20m。晚更新世晚期以来盆地段次级断裂垂直断错幅度不超过5m，山地段次级断裂水平断错二级河流阶地可达20m。考虑到本节中所引用的程海断裂、丽江-小金河断裂(南西段为丽江-剑川断裂)及红河断裂晚更新世以来的最大和平均垂直断错速率、水平走滑速率的计算是将晚更新世的起始年龄定在10万年以来[18~20]，因此本文中晚更新世的起始年龄也以10万年来计，得到鹤庆-洱源断裂带主体断裂在盆地段的最大垂直断错速率为0.4mm/a；在山地段和盆地段的最大水平走滑速率分别为2.0mm/a和0.4mm/a。次级断裂为晚更新世晚期-全新世早期以来形成，若晚更新世晚期起始年龄以3万年以来计[18~20]，1)，盆地段次级断裂的最大垂直断错速率为0.17mm/a，若全新世早期以1万年以来计[18~20]1)，次级断裂的最大垂直断错速率为0.5mm/a，盆地段晚更新世晚期以来其平均值为0.34mm/a。在山地段，次级断裂断错的二级阶地水平位移量可达20m，从前述所知，二级阶地形成于晚更新世晚期，以距今3万年来计，晚更新世晚期以来山地段的最大水平走滑速率为0.67mm/a；一级阶地形成于全新世中期以来，按距今0.5万年计1)，山地段在全新世中期以来的最大水平走滑速率为1.0mm/a。而在周围的大断裂中，东部的程海断裂晚更新世以来的水平走滑速率为2.5~30.0mm/a[18, 19]；丽江-小金河断裂晚更新世以来的水平走滑速率为2.6~4.0mm/a，平均3.3mm/a，垂直断错速率为0.2~1.5mm/a，平均0.85mm/a，全新世以来的水平走滑速率为2.5~5.0mm/a[16~18]；红河断裂晚更新世以来的水平走滑速率为0.5~7.5mm/a，平均4.0mm/a，全新世以来的水平走滑速率为1.46~7.70mm/a[18~20]，与周围大断裂相比，活动幅度要小一些，尤其是在水平走滑速率上更为明显[9]。
1) 李德文等.鹤庆-洱源断裂带1:50000地质填图(中国地震局“十二五”行业专项“中国地震活断层探察-南北地震带中南段”)专题验收报告，2015
造成鹤庆-洱源断裂带活动幅度不及周边大断裂的原因与其所处构造部位有关，其四周的大断裂历史上均发生过Ms≧6.5以上的大地震[35]，属于应力集中释放区，而鹤庆-洱源断裂带位于大断裂所围限的相对安全岛内，活动强度小于周围大断裂实属正常，不过遥感影像上显示的清晰的线性形迹、盆地边缘及内部明显的微型构造地貌及现代水系被错的说明断裂带仍具有一定的活动性。
6 结论(1) 鹤庆-洱源断裂带在高分辨率的遥感影像具有清晰的线性形迹、大型/微型断层陡坎、断层谷地、断塞塘等构造地貌特征及断裂水平走滑造成的水系错动、河流2级阶地面被错及同一盆地边界相邻的多个洪积扇顶的同向扭动等特征，通过遥感分析及野外验证结果准确填图了该断裂带主体断裂及次级断裂的空间分布。该断裂控制丽江盆地东部东边界、鹤庆盆地东边界、洱源盆地西边界及鹤庆-洱源间山地段山体的走向，断裂带走向盆地段近SN向，山地段NE向，断续延伸100km左右。北部紧邻丽江-剑川断裂，南部终止于红河断裂的次级断裂-洱源盆地的南边界断裂。该断裂带在盆地段活动逐渐向盆地内部迁移，尤以鹤庆盆地东部最为明显。
(2) 在盆地段，鹤庆-洱源断裂主体断裂形成大型断层陡坎，主体断裂以正断层为主，同时也兼具左旋走滑的性质。次级断裂形成不超过5m的微型断层陡坎，探槽剖面显示次级断裂具正断层性质。山地段断裂带主体断裂水平错断发育在晚更新世以来形成的洪积扇中的水系，次级断裂水平错断2级河流阶地，且均表现为左旋走滑的特点。相对年代学遥感分析及绝对年代测试结果表明，鹤庆-洱源断裂带主体断裂主要在晚更新世时期断续活动，不同地段活动时间有所不同，次级断裂晚更新世晚期以来有明显的活动迹象。
(3) 鹤庆-洱源断裂带主体断裂晚更新世以来在盆地段的最大垂直断错幅度不超过40m，水平走滑幅度不超过20m，次级断裂的最大垂直断错幅度不超过5m；在山地段，鹤庆-洱源断裂带主体断裂左旋水平断错晚更新世以来形成的洪积扇中的水系可达200m，次级断裂水平断错河流一级阶地可达5m，二级阶地可达20m。晚更新世时期以来鹤庆-洱源断裂带主体断裂在盆地段的最大垂直断错速率为0.4mm/a；在山地段和盆地段的最大水平走滑速率分别为2.0mm/a和0.2mm/a。晚更新世晚期以来次级断裂的最大垂直断错速率为0.17mm/a，山地段最大水平走滑速率为0.67mm/a，所有这些值均小于周边程海断裂及丽江-剑川断裂等地震断裂构造。
致谢 中国地震局地质研究所冉永康研究员及中国地震局地壳应力研究所张世民研究员在野外考察期间给予了大量的现场指导，本文审稿专家及编辑部老师对本文的修改花费了大量心血，提出了许多宝贵意见，在此一并致谢!
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② Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085)
Abstract
Heqing-Eryuan Fault Zone lies to the west of the central Sichuan-Yunnan rhombic block and is surrounded by four regional active faults including near S-N Chenghai Fault (E), NE Lijiang-Jianchuan Fault(N, NW), NNE Longfan-Qiaohou Fault(SW)and NW Honghe Fault (S). According to the direct interpretation marks of the active faults, which are clear linear features and tectonic landforms including macro and micro fault scarps, fault valleys and broken ponds formed by the fault zone and these marks such as the offset streams, deformed river terraces and the same direction twist of the tops of the adjacent alluvial fans group at the same basin's boundary which resulted from the fault stike-slip movement, the spatial distribution, the scale, activity property, relative activity age and active amplitudes of Heqing-Eryuan Fault Zone have been analyzed directly on the high-resolution SPOT-5(2.5m) and middle-resolution ETM(15m) remote sensing images and detailed field verification has been finished. The research results show that Heqing-Eryuan Fault Zone controls the eastern boundaries of east Lijiang Basin and Heqing Basin and the western boundary of Eryuan Basin and the strikes of mountain ridge lines, valleys and rivers between Heqing Basin and Eryuan Basin strictly and extends about 100km intermittently. The fault strike is near south-north in the boundaries of the three basins mentioned above and NE40°~50° in the mountain segment between Heqing Basin and Eryuan Basin(called as the mouantain segment for short below). Remote sensing direct identification of micro-fault scarps(the height is no more than 5m) in the middle or front part of the alluvial fans which were formed in the late period of Late Pleistocene can not only reflect the newest action of the fault zone, but also indicate that the activity is gradually moving from the boundary to the corresponding basin interior, especially in Heqing Basin. Through the analyses of color and geometric features of alluvial fans, we can know that:(1) The alluvial fans formed in the early and middle periods of Late Pleistocene appear earthy red color and relatively complete fan shape on SPOT-5 remote sensing images and are widely distributed at the boundaries of the three basins mentioned above and on the both sides of the valleys located in the mountain segment; (2) Those fans formed from the late period of Late Pleistocene to the early period of Holecene are locally distributed and easily distinguished based on their pale white color and very complete fan shape on SPOT-5 remote sensing images. The alluvial fans in these two periods are the main land types through which we can analyze remote sensing imagery features and activity of Heqing-Eryuan Fault Zone. At the boundaries of the three basins, the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone is characteristic of the normal fault and offset vertically the alluvial fans in the the early and middle periods of Late Pleistocene and led to formation of the first alluvial landform whose height is less than 40m; meanwhile, the fault also shows the property of left-lateral strike-slip and offset horizontally the river system in the alluvial fans(the displacement is less than 20m). In the mountain segment, the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone offset horizontally the river system developed in the alluvial fans in the early and middle periods of Late Pleistocene and its horizontal sliding amplitude is up to 200m. Heqing-Eryuan Fault Zone is mainly left-lateral strike-slip fault. The secondary faults at the boundaries of the three basins offset vertically the front part of the alluvial fans formed from the late period of Late Pleistocene to the early period of Holecene and formed micro-fault scarps whose height is no more than 5m and are the typical normal faults. Meanwhile, the secondary fault in the mountain segment dislocated two river terraces horizontally and the displacement of T1 and T2 is 5m and 20m respectively by its left-lateral strike-slip movement. It has been drawn that the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone acted intermittently during Late Pleistocene and the secondary faults had obvious activity signs since the late period of Late Pleistocene by combining remote sensing analysis of relative chronology with absolute dating results. Through comparative analysis of geomorphic surfaces such as planation surfaces, fault scarps, alluvial terraces and river terraces and combining high-precision DEM data and GPS measured elevation data of the first alluvial landform 1, it can be inferred that:(1) At the boundaries of the three basins the maximum of vertical and horizontal offset amplitudes formed by the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone since Late Pleistocene is less than 40m and 20m respectively, and in the mountain segment horizontal offset amplitude is up to 200m; (2) Since the late period of Late Pleistocene the vertical offset amplitude formed by the secondary faults at the boundaries of the three basins is no more than 5m and the horizontal offset amplitude resuting from the secondary faults in the mountain segment is up to 20m. Then we can also know that at the boundaries of the three basins maximum vertical and horizontal offset rate of the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone is 0.4mm/a and 0.2mm/a respectively since Late Pleistocene and maximum vertical offset rate of the secondary faults since the late period of Late Pleistocene is 0.17mm/a, and in the mountain segment maximum horizontal offset rates of the main fault of Heqing-Eryuan Fault Zone since Late Pleistocene and of the secondary faults since the late period of Late Pleistocene are 2.00mm/a and 0.67mm/a respectively. All these maximum vertical and horizontal offset rates are much smaller than corresponding those values formed by surrounding earthquake fault structures including Chenghai Fault, Ljiang-Jianchuan Fault and so on.