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地貌形态是构造内营力和气候外营力长期相互作用的结果。构造地貌指通过地貌形态来揭示地貌的形成和演化规律,是反映构造运动最直接的载体。同时,构造地貌包含了构造隆升、气候变化及地表剥蚀三者之间相互作用的重要信息,故而成为研究构造活跃区构造-地貌-气候最直观对象(Whipple and Meade,2006; 刘静等,2018)。随着数字高程模型(DEM)的发展,构造地貌学者可以通过地理信息系统(GIS)提取相应的地貌参数将地形地貌可视化和定量化,同时量化构造抬升和地表侵蚀在形成山脉或高原过程中的竞争和耦合关系。其中河流地貌在构造活动中最为敏感,并且因涵盖的时间尺度为万年至百万年,而备受地学工作者的广泛关注(Kirby and Whipple,2012; 王一舟等,2020)。研究表明在构造相对静息区,除了气候,基岩的抗侵蚀能力对地貌演化、河道形态以及基岩侵蚀动力学起重要控制作用(Gallen,2018; Peifer et al.,2021)。然而在构造活动区,因为侵蚀强度的物理和化学参数(如风化程度、断裂密度和岩石强度)很难确定(Kirby and Whipple,2001; Zondervan et al.,2020),因此直接量化基岩的抗侵蚀能力具有挑战性。但仍然可以通过对地貌参数提取和构造分布、基岩岩性和降水等分析来间接获取岩石抗侵蚀能力对地貌发育的影响。
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在众多河流地貌参数中,流域盆地面积-高程积分值(HI)表示残余地貌与侵蚀地貌的体积比,能有效地指示侵蚀地貌发育阶段。归一化河道陡峭指数(Ksn)能够反映山体隆升而备受地貌学家青睐。面积-高程积分HI和归一化河道陡峭指数Ksn成为构造地貌学的热点和前沿技术手段,其被大量地运用于活动造山带的构造地貌研究(张会平等,2008; 胡小飞等,2010; Perron and Royden,2013; 张亚男等,2022)。Shi Xiaohui et al.(2019) 利用面积-高程积分、河道纵剖面和河道陡峭指数等地貌参数对渭河地堑北缘的太白断裂进行了研究,并揭示了太白断裂在晚新生代以来对北秦岭山脉及渭河地堑地貌格局的控制作用。高泽民等(2019)通过子流域盆地面积-高程积分、河道纵剖面和河道陡峭指数分析,得出构造在河套盆地北缘大青山隆升及盆山地貌发育过程中起到控制作用。王一舟等(2020)通过对华山山前断裂河道标准化陡峭指数(Ksn)、裂点(knickpoint)分析识别和古河道投影,结合徐伟等(2017a,2017b)野外地质调查和流域面积-高程积分等地貌参数研究,有效且定量地反映了华山山前断裂的东西向差异活动。但前人研究大部分聚焦于构造活动对地貌的控制,关于岩性对地貌的控制研究相对缺乏(Zondervan et al.,2020)。
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色尔滕山山前断裂为河套盆地北缘的一条重要控盆断裂,全新世以来活动性较强,曾发生过1934年6.4级地震和1979年5.9级地震(He Zhongtai et al.,2018)。大量学者对色尔滕山山前断裂开展了几何学(龙建宇等,2017; Rao Gang et al.,2019)、活动性(杨晓平等,2003; Shen Xiaoming et al.,2016; Zhang Hao et al.,2017)、古地震(He Zhongtai et al.,2018; Liang Kuan et al.,2021)、夷平面景观(程绍平等,2006)等方面的详细研究。然而由于受方法的限制,研究只局限于几个典型研究点。并且不同学者得到的关于该断裂走向分段性的结果相差较大,如有两段(陈立春等,2003)或四段(Zhang Hao et al.,2017; He Zhongtai et al.,2018)的不同观点。除此之外,色尔滕山山前断裂作为两次历史大地震的发震断裂,相比其东部的乌拉山北缘和乌拉山山前断裂(He Chuanqi et al.,2019)、大青山山前断裂(Wang Junyi and He Zhongtai,2020)和西部的狼山山前断裂(Dong Shaopeng et al.,2017),河流地貌参数的研究相对缺乏,地貌发育机理然仍不清楚。色尔滕山山前断裂各个分段的地貌差异有多大?是否跟狼山山前断裂、大青山山前断裂、乌拉山北缘断裂和乌拉山山前断裂类似也完全受控于构造活动性差异?本文从地貌参数的角度出发,对该断裂山前流域盆地和河道纵剖面进行面上分析。利用30 m分辨率DEM数据,通过Arcgis和Matlab程序提取色尔滕山山前河流流域面积-高程积分值、面积-高程积分曲线和河道纵剖面,结合水力侵蚀模型对河流裂点进行识别,分析地貌分布特征,综合基岩岩性分布及前人研究成果探讨色尔滕山地貌发育机理。
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1 构造背景
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河套盆地位于鄂尔多斯地块北缘,是中生代半地堑断陷盆地(图1;国家地震局“鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组,1988)。白垩纪前,河套盆地受燕山运动的影响,为长期遭受剥蚀的隆起区。始新世以来,由于受印度-欧亚板块碰撞和西太平洋俯冲的叠加影响,河套盆地地区由原来的挤压环境转变为NW-SE向拉伸环境,此时该地区开始接受沉积。晚中新世,受青藏高原东北缘持续推挤,鄂尔多斯地块发生逆时针旋转,河套地堑NW-SE向拉伸进一步加强。早更新世以来,盆地应力方向转变为NE-SW或近S-N向,盆地持续拉张(张岳桥等,2019)。第四纪以来基本继承了更新世的构造格局,在其内部发育了一系列次级铲式断裂。自始新世以来,盆地沉积了约12000 m厚的新生界,包括2400 m的第四系,沉降中心偏于北侧,在地震反射剖面上呈北深南浅的箕状凹陷形态(国家地震局“鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组,1988; 酆少英等,2015; Du Wei et al.,2016)。
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色尔滕山山前正断裂为河套盆地北缘的一条大型边界断裂,全长约190 km。其西端在东乌盖与狼山附近,向东延伸到乌不浪口后转成北西-南东向,经大舍太终止于台梁(图2)。前人通过河流阶地的石英光释光测年得出该断裂垂直活动速率具有差异性,中部乌加河镇附近最强,向两端逐渐减弱(Zhang Hao et al.,2017; 何仲太等,2018)。该正断层的构造活动造成其北侧(下盘)的色尔滕山抬升形成山脉。色尔滕山出露岩石主要包括元古宙变质岩、侏罗纪—白垩纪沉积岩、新元古代—早燕山期系列侵入岩等。断裂南侧(上盘)沉降成为沉积盆地,形成大约2000 m的高差。山前发育了4级台地(T1~T4),其中T1为堆积台地,其余均为基座台地(“国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系”课题组,1988)。除此之外,色尔滕山还发育了大量近垂直于断裂坡降较陡的南流水系,指示了第四纪以来下盘强烈的构造抬升过程。
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图1 色儿腾山大地构造位置图
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Fig.1 Tectonic location of the Seerteng Mountain
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(a)—研究区位于鄂尔多斯块体北缘;(b)—研究区主要活动断裂分布和大于5.0级历史地震分布图(历史地震数据来自Latest Earthquakes(https://www.usgs.gov/))
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(a) —location of the study area, which is in the north of the Ordos block; (b) —distribution of active faults and M≥5.0 medium-large earthquakes surronding the Seerteng fault (the historical earthquakes are from Latest Earthquakes (https://www.usgs.gov/) )
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2 分析方法
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本文基于30 m分辨率的shuttle radar topography mission(SRTM)数字高程模型(DEM)数据集,选择发源于色尔滕山的河流进行面积-高程积分和河道陡峭指数的提取。为了保证河流构造抬升背景均一,选择均发源于断裂北侧色尔滕山脉的河流,以断裂带与河流水系的交汇点作为出水口,共提取33个子流域盆地。
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图2 色尔滕山山前断裂及汇水盆地分布图
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Fig.2 Seerteng piedmont fault and subbasins distribution
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2.1 面积-高程积分
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流域盆地的面积-高程积分(hypsometric integral,HI)指某一流域盆地内,其高程超过某一值以上的面积占整个相对高度与相对面积的百分比(图3; Strahler,1952)。目前通常用比值法(HI=(流域内平均高程-最小高程)/(流域内最大高程-最小高程))在Arcgis软件中计算或专门的Arcgis插件来获取HI,两种方法得到的结果基本差别不大。本文通过Matos et al.(2019)提供的Arcgis插件hypsometric integral对色尔滕山前的33个子流域盆地提取了对应的HI值。
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2.2 河道陡峭指数
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基岩河道的演化受制于岩石相对某一平面的抬升速率(U)与下切速率(E)的差值,可以用如下表达式来表示:
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式中,z为河道高程,t为时间,x为溯源距离,K为河道侵蚀系数,与气候、岩性等有关,A为流域面积,m和n分别为面积和河道坡度的指数。
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当河流处于稳态时,即基岩抬升与河流下切达到平衡。此时,河道的高程便不会随时间变化(U=E)。此时方程(1)便可以转化为一阶微分方程:
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可以看出,陡峭指数(steepness index)Ks=(U/K)1/n,凹度指数(concavity)θ=m/n。河流陡峭指数(Ks)与抬升速率(U)之间存在正相关关系,因此陡峭指数可以用来表示区域构造活动强弱(Kirby and Whipple,2012; 王一舟等,2022)。
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河道陡峭指数和凹度通常使用坡度-面积分析(slope-area analysis)和积分法(intergral approach)来计算。有学者指出坡度-面积分析方法虽然能直接反映不同河段凹度的变化,但需要对高程数据进行平滑与重采样,容易导致结果不确定性较大(Perron and Royden,2013; 王一舟等,2020)。积分法实质是对chi-plot(χ)作线性回归,即将河道的高程剖面转化为一条过原点的直线,其表达式为
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式中,A0为任意值的参考面积,当取值为1时,直线的斜率便代表河道陡峭指数。
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在实际计算过程中,为了方便对比分析,选用统一的凹度值(θref,reference concavity)计算流域内河道的陡峭指数,得到的陡峭指数被称为归一化陡峭指数(Ksn,normalized channel steepness)。根据前人经验(Wobus et al.,2006; Kirby and Whipple,2012; Whittaker and Boulton,2012; Shi Xiaohui et al.,2019; 王一舟等,2020),本文θref也取值为0.45。本文根据Schwanghart and Scherler(2014)提供的Matlab函数工具Chiprofiler来提取色尔滕山山前断裂流域的标准化陡峭指数Ksn,用250 m的窗口对所得河流陡峭指数进行平滑处理消除异常点,从而得到河流陡峭指数空间分布图。
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图3 流域盆地地形(a)及其面积-高程积分曲线(b)示意图(修改自 Strahler,1952)
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Fig.3 Schematic figures of drainage basin (a) and the calculating hypsometric integral curve (b) (modified after Strahler, 1952)
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2.3 河流裂点
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在均衡状态下(steady state),造山带内部的构造隆升与地表侵蚀平衡,河流纵剖面(高程-距离剖面)在形态上表现为一个平滑下凹的曲线(Kirby et al.,2003; Kirby and Whipple,2012)。当受到构造或气候变化的突然扰动,河流便会通过增大下切速率使河流纵剖面上表现为上凹形态。此时的河流为瞬态(transient state),以向上游发育裂点的方式来响应构造或气候变化,向着下一个均衡状态发展。河流裂点可以分为垂阶型(vertical-step)裂点和坡断型(slope break)裂点两种,均以河道坡度的突变为特征(图4)。相比较而言,垂阶型裂点只有在裂点附近的河道坡度和陡峭指数增大,在整个河道中的坡度和陡峭指数均无显著变化(图4c)。通常情况下,垂阶型裂点在空间上不随时间移动,可能与滑坡泥石流的扰动(Korup,2006)、支流汇水口碎屑流的增大或局部抗侵蚀基地(Kirby et al.,2003)等非构造不均匀性相关,没有构造含义。坡断型裂点在裂点下游的河段河道坡度和陡峭指数发生整体性改变(图4d),随着地貌演化通常向上游溯源迁移(Kirby and Whipple,2012)。本文运用Chiprofile脚本程序(Gallen and Wegmann,2017)提取了对应33条河道的纵剖面,通过河道纵剖面的距离-高程剖面和χ-高程剖面形态来目视识别河流裂点。
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3 分析结果
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3.1 面积-高程积分
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本研究对色尔滕山山前的33条河流所在的流域盆地进行了面积-高程积分值的提取和面积-高程积分曲线形态的分析。如图5所示,所有流域的面积-高程积分曲线形态都呈现“S”形分布,但曲线的凹凸程度存在较大差别。乌加河段子流域面积-高程积分曲线(如S2、S3)相对于红旗村段(S17、S22)、圐圙补隆段(S24、S26)上凸程度较大,大佘太段(S29、S32)形态呈上凹形态。流域盆地的面积-高程积分提取结果如图6所示,33条河流所在的流域盆地面积-高程积分值集中在0.40~0.66之间。其中乌布浪口以西流域的面积-高程积分值较高,除了S8和S2两个流域盆地外,其余的HI值均超过0.44,并且越往西,HI值越大;乌布浪口以东流域的面积-高程积分值则相对较低。
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3.2 河流裂点和河道标准化陡峭指数
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图7~11显示河套盆地北缘色尔滕山山前河流河道陡峭指数结果与纵剖面。河道标准化陡峭指数分布在10~300 m0.9,除了河流S28第二代裂点下游河道之外,其他河流陡峭指数普遍不超过200 m0.9。根据陡峭指数及其分布特征,将色尔滕山山前断裂可分为4段,从东到西分别为乌加河段(S1~S15)、红旗村段(S16~S23)、圐圙补隆段(S24~S29)、大佘太段(S30~S33)。乌加河段除了S1、S4、S5、S7、S10、S12和S14河流外,其余河流裂点发育,为瞬态河流。裂点上游Ksn值在河流S8处降到最小,之后又呈逐渐增大的趋势,裂点下游Ksn值与上游Ksn值变化趋势类似。该段瞬态河流上下游河道的Ksn比值基本相当,在2.7~3之间。稳态河流的Ksn值同样表现为先减小后增大的趋势,其Ksn均值为28.9±0.34 m0.9。红旗村段除了S16、S21和S23河流发育一个裂点外,其余均为稳态河流,裂点下游的陡峭指数为216.34±2.61 m0.9,是裂点上游陡峭指数68.60±0.5 m0.9的3倍,是乌加河段裂点下游陡峭指数655.82±6.47 m0.9的1/3;稳态河流Ksn均值为35.77±0.48 m0.9,则略高于乌加河段的稳态河流Ksn值。圐圙补隆段除了S28和S29河流外,其他均为稳态河道,稳态河流Ksn均值为21.10±0.18 m0.9。大佘太段S30、S32和S33为稳态河道,河流S31均发育一个裂点,裂点下游陡峭指数73.2±0.57 m0.9)为下游陡峭指数28.26±0.20 m0.9的2.6倍。稳态河流Ksn均值为33.10±0.38 m0.9。
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图4 河道裂点类型及其高程剖面形态(据Kirby et al.,2012 修改)
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Fig.4 Knickpoints and shape along the longtitude profile (modified after Kirby et al., 2012)
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图5 色尔滕山山前流域面积-高程积分曲线
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Fig.5 Hypsometric integral curves of bedrock drainage basins at Serteng piedmont
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图6 33条子流域流域面积-高程积分值(HI)空间分布
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Fig.6 Spatial distribution of hypsometric integral values (HI) of 33 subbasins
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图7 沿色尔滕山山前断裂走向河道陡峭指数分布图
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Fig.7 The channel steepness distribution along the Seerteng piedmont fault
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以上可以看出,色尔滕山山前断裂4段均有瞬态河流和稳态河流存在,高值基本分布在乌布浪口以西,这一变化基本与HI值分布类似。无论是裂点上游还是裂点下游Ksn高值均分布在乌加河段,且该段上下游Ksn降幅较大,其余三段Ksn变化幅度较小。稳态河道整体上沿走向并没有太大幅度变化。但陡峭指数基本都沿着走向有相似的变化趋势,即在乌加河镇附近(S13~S16)具有相对高值的特点,向东西两端其值偏低,在S8河流以西又有增大的趋势。S8河流较低的Ksn值也与其所在流域盆地HI值较低(HI=0.4)一致。
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4 讨论
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4.1 地貌演化状态
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面积-高程积分曲线代表在确定的高程之上或之下区域面积相对海拔的分布,其形态代表了侵蚀循环中的不同地貌演化阶段(图3)。① 幼年期:流域受构造抬升影响明显,体积残差较大,HI值大于0.60,面积-高程积分曲线表现为上凸的形态;② 壮年期:HI值介于0.35~0.60之间,面积-高程积分曲线表现为S形;③ 老年期:构造抬升作用时间延长,流域地貌持续被侵蚀,体积残差相对较小,HI值小于0.35面积-高程积分,曲线表现为上凹形态。一般认为地表经迅速造山抬升后构造活动便会停止作用,地表因河流侵蚀作用,流域盆地的面积-高程积分值会随着演化时间的增长而逐渐降低:初期为幼年期的流域盆地,风化侵蚀程度较低,面积-高程曲线呈上凸形态;当流域盆地发展到老年期,其风化侵蚀程度较高,面积-高程积分曲线为下凹形态(Strahler,1952)。本次研究得到的HI均大于0.35,表明流域所在盆地处于壮年期阶段,构造隆升作用较强,侵蚀作用较弱。只有子流域盆地S22的HI为0.66,指示了该流域盆地处于幼年期,受构造抬升影响明显。根据HI值的空间分布来看,除了圐圙补隆段具有个别高值外,总体在乌不浪口以西HI表现为高值,在乌布浪口以东HI表现为低值,HI西高东低的差异分布说明东段较西段侵蚀作用持续时间更长,抬升时间可能较早。图7~11表明,瞬态河道和稳态河道在该断裂每个段均有分布,稳态河道的存在可以初步判断其对应的河流处于均衡状态;瞬态河道可能为构造差异或岩性差异造成的(见下文)。因此瞬态河道和稳态河道共存可能指示了色尔滕山地貌处于瞬时地貌向下一个均衡地貌的演化阶段,这与HI值(图6)及高程-积分曲线(图5)揭示的壮年期地貌演化阶段的推断一致。
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4.2 裂点成因分析
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河流根据其有无裂点发育分为瞬态河道和稳态河道。研究显示,区域岩性变化及山体抬升速率变化都会形成河道坡折型裂点(Kirby and Whipple,2012)。由于岩性的差别在空间上基本相对固定,因此岩性差别形成的河道裂点也不会发生迁移。岩性通过不同岩石类型的抗侵蚀能力及破裂程度来影响河道纵剖面形态(Molnar et al.,2007),强度高硬度大的岩石相对来说不容易被侵蚀。如图12所示,裂点位于岩性变化的分界处或者断裂带附近,其成因需结合岩性和构造活动来进一步讨论。
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河流S2在χ-高程图(图8)明显可识别出两个裂点,靠近下游的裂点恰好位于白垩纪沉积岩和新元古代侵入岩的岩性分界处。当河流S2从抗侵蚀能力较弱的沉积岩流入抗侵蚀能力较强的基岩时,河道纵剖面会变陡(即陡峭指数增大),与图8所示的河道纵剖面形态一致,因此第一代裂点可能为岩性成因。而第二代裂点上游岩性为新元古代侵入岩,对应的Ksn却低于下游流经白垩系的Ksn,可能是最上游新元古代侵入岩较破碎所致。河流S3和S6明显发育的一个裂点位于印支期侵入岩和新元古代侵入岩以及新元古代侵入岩和第四系岩性分界处,也不排除裂点为岩性成因的裂点。河流S9发育的裂点同样处在印支期侵入岩与新元古代侵入岩的交界处,并且距离色尔滕山山前断裂位置较远,判断其为岩性裂点。河流S11裂点上下游岩性均为第四系沉积,因此该裂点的发育与岩石抗侵蚀能力无关,为构造成因裂点。S13河流裂点位于白垩系和印支期侵入岩岩性界线处,并且又处在断层上,因此该裂点有可能是岩性成因也有可能是构造成因的。河流S15、S16和S20裂点上下游岩性一致,均为印支期侵入岩,由此可以排除是岩性成因的可能。河流S21裂点处在元古宙变质沉积岩与太古宙变质岩的边界,又处在断层附近,因此究竟是构造成因或者是岩性成因较难判断。S23河道上游岩性寒武系—志留系,在以新元古代侵入岩为主的下游抗侵蚀能力较强,该裂点同样为岩性成因裂点。S28河流发育两个裂点,其中靠近上游的裂点位于寒武系—志留系与印支期侵入岩岩性分界处,该裂点为岩性成因;靠近下游的裂点上下游岩性一致,均为印支期侵入岩,因此这个裂点与岩性抗侵蚀能力无关,是为构造成因的裂点。S31河流裂点上游为新元古代变质岩,下游为白垩系,当河流流经抗侵蚀能力较弱的岩性时,Ksn应该变小,然而在χ-高程图上却显示下游的Ksn明显高于上游,该裂点虽然处于岩性分界处,但构造的影响强于岩性的影响。
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图8 色尔滕山山前S1~S8河流纵河道剖面χ-高程图
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Fig.8 χ-elvation and knickpoints of streams S1~S8 profiles
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蓝色线表示原始的 χ-高程分布,红色虚线代表回归分析后的χ-高程分布,灰色三角形为裂点
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The blue line reprsent the χ-elevation, red dashed line is the regression χ-elevation and gray tiangle is knickpoint
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图9 色尔滕山山前S9~S16河流纵河道剖面χ-高程图
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Fig.9 χ-elvation and knickpoints of streams S9~S16 profiles
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图10 色尔滕山山前S17~S24河流纵河道剖面χ-高程图
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Fig.10 χ-elvation and knickpoints of streams S17~S24 profiles
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以上不难看出,岩性和构造成因的裂点在色尔滕山山前断裂横向发育的水系中共存,并且岩性成因占大多数。其中岩性成因的裂点多集中在较长河流中,如S2、S6、S9和S23河流。这一现象不同于前人在河套盆地狼山山前断裂(Dong Shaopeng et al.,2017)、大青山山前断裂(Wang Junyi and He Zhongtai,2020)和乌拉山北缘断裂与乌拉山山前断裂(He Chuanqi et al.,2019)研究所显示河道纵剖面裂点主要为构造成因的裂点,可能指示了色尔滕山地貌发育除了受构造控制外,还受其他因素控制。
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图11 色尔滕山山前S25~S33河流纵河道剖面χ-高程图
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Fig.11 χ-elvation and knickpoints of streams S25~S33 profiles
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图12 色尔滕山前河道陡峭指数、河道裂点与岩性分布图(岩性分布图据李晨阳等,2019修改)
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Fig.12 The geologic map, knickpoint and channel steepness pattern at the Seerteng piedmont (the geological map is modified by Li Chenyang et al., 2019)
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4.3 陡峭指数的指示意义
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上文提及河道陡峭指数Ks=(U/K)1/n主要与抬升速率U,侵蚀系数K和坡度指数n有关。其中,侵蚀系数K主要受控于岩性、气候等因素(Sklar et al.,2001; Snyder et al.,2003),n受控于河道的主要侵蚀过程(Whipple et al.,2000; 胡小飞等,2010)。
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不同类型岩石的抗侵蚀能力不同。为了探讨岩性对陡峭指数的影响,用控制变量法先假设气候和抬升速率是均一的。色尔滕山山前断裂基岩主要有印支期侵入岩、华力西晚期侵入岩、新元古代侵入岩3种,还有零星分布的吕梁早期侵入岩。S4~S12河流基岩岩性为白垩纪沉积岩和第四纪沉积岩,其相对于以印支期侵入岩为基岩的S1~S3河流和以新元古代侵入岩为基岩的S13~S20河流相对来说抗侵蚀能力较小,因此导致对应较小的陡峭指数。其中S13~S20河流基岩主要为印支期侵入岩,S20~S25河流基岩为新元古代侵入岩和早吕梁期侵入岩。如果河流陡峭指数与岩性相关,那么在岩性一致,其形成时代较老情况下对应的抗侵蚀能力应该较强(Campforts et al.,2020),即相应的Ksn应该具有高值。然而在图7中我们可以明显看到S20~S25河流的陡峭指数却小于S13~S20河流的陡峭指数,这说明岩性对此段河道陡峭指数的影响较为有限。S26~S30河流基岩为第四纪沉积物,抗侵蚀能力相对较低,对比较其他段而言具有较低的Ksn,从侧面反映了岩性对陡峭指数的控制。
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气候主要通过降水量影响侵蚀能力,降水量可以通过增加河流径流量来增强河流的侵蚀能力,使得河道的标准化陡峭指数减小。研究发现河套盆地北缘地区全新世以来整体为大陆干旱气候(Wang Junyi and He Zhongtai,2020),因此全新世以来气候和降雨量相对稳定。除此之外,由于本次研究对象为单个断裂,并非大区域,在如此小的范围降雨量的差别通常很小(Zhao Hong et al.,2019)。本次研究区的南北纬度差约1°20′,降水量的空间差异较小,近似认为研究区降水量均匀分布。这与前人在华山山前断裂(徐伟等,2017a)、太白断裂(Shi Xiaohui et al.,2019)认为小范围降雨均匀分布的推断基本相似。这说明气候不是影响该研究区河道陡峭指数的主要因素。
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色尔滕山山前河道的陡峭指数除了受岩性分布影响外,还可能受该区构造活动的控制。陡峭指数在乌加河镇具有高值特点,向两侧逐渐减小,这一结果与前人活动构造研究基本一致:河道陡峭指数较低的圐圙补隆段(乌不浪口—瓦窑滩)德岭山北、西水泉村和圐圙补隆3个地貌点测得的垂直滑移速率分别为0.89 mm/a、0.94 mm/a和0.74 mm/a,低于红旗村段东侧乌不浪口0.98 mm/a的垂直滑动速率(Zhang et al.,2017)。陡峭指数较大的乌加河镇附近则得到较高的垂直滑动速率,为1.66 mm/a(红旗村)和1.81 mm/a(乌加河)。乌加河段河道S8以西河道裂点下游增大的陡峭指数与该段繁荣(1.75 mm/a)、丰裕村(1.45 mm/a)、同义隆(1.58 mm/a)光释光测试得到的较高的垂直滑动速率也有良好的对应关系。除此之外,西部乌加河段和红旗村段面积-高程积分值较高,东部圐圙补隆段和大佘太段面积-高程积分值较低(图6),这在一定程度指示了该断裂西部活动性可能强于东部。
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4.4 色尔滕山地貌发育机理
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如前所述,河道裂点分析显示当河流流经不同岩性地区时,大多数河流纵剖面(图8~11)出现河流裂点,说明岩性在纵向上控制了河流剖面的形态。沿着断层各个分段还存在没有河流裂点的河道,然而这种河流的均衡状态,并不能说明没有构造抬升,也可能是处于侵蚀堆积与构造抬升相互平衡的均衡阶段。沿着断层走向,抗侵蚀能力较强的岩石如印支期侵入岩、晚华力西期侵入岩、新元古代侵入岩等主要分布在断层西段(图12),与西段较高的Ksn分布特征较吻合(图7),同时也与西段较高的HI分布较为一致(图6);在以抗侵蚀能力较弱的侏罗纪沉积岩、白垩纪沉积岩和第四纪沉积岩为基岩的河道区,Ksn值相应较低(如大佘太段),对应子流域盆地的HI值也较低。这说明岩性除了在纵向上控制河流形态外,还在横向上参与了地貌演化。近期基于高分辨率机载雷达得到的色尔滕山山前断裂垂直位错分布(Bi Haiyun et al.,2022)表明,该断层在距离西边起点约20 km处和60~100 km垂直位错量较大(图13),对应于S1~S5河道和S12~S19河道较高的Ksn。其余段垂直位错量较小,对应的Ksn也较低。因此,我们初步认为色尔滕山地貌是岩性抗侵蚀能力差异和断裂活动性差异共同雕刻的结果。
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图13 色尔滕山山前断裂垂直位错沿走向分布特征(据Bi Haiyun et al.,2022修改)
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Fig.13 Vertical displacement measurements against their distance along the Seerteng piedmont fault strike (modified by Bi Haiyun et al., 2022)
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5 结论
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本文通过对色尔滕山山前子流域和河道进行面积-高程积分、河道裂点、河道纵剖面及河道陡峭指数提取,结合岩性分布和前人活动构造研究成果主要得出以下4点认识:
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(1)面积-高程积分值中等,其曲线图呈“S”形形态,稳态河流和瞬态河流共存可能表明色尔滕山山前河道处于壮年期瞬时地貌阶段,正在向均衡地貌发展。
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(2)对瞬态河流裂点识别分析发现,构造成因裂点和岩性成因裂点共存。
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(3)河道陡峭指数在乌加河镇附近较高,向东西两侧减小。对比分析显示这一陡峭指数的空间分布不但与岩性抗侵蚀能力较吻合,还与前人得到的该断层垂直滑动速率和垂直位错的分布相关。
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(4)综合来看,色尔滕山山前河流地貌参数分布特征是岩性差异和断裂构造分段活动性差异共同塑造的结果。
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致谢:感谢两位审稿人对本文提出的诸多有益意见和建议,感谢兰州大学资环学院张亚男博士生和甘肃地震局刘璐硕士在本文河流剖面提取过程的有益指导。
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摘要
地貌形态是构造和地表过程相互作用的复杂产物,主要通过构造活动和岩石的抗侵蚀能力等来调节。构造活动相对较弱的古老造山带往往可以忽略构造驱动的岩石抬升,使得研究岩石抗侵蚀能力对其地貌雕刻的贡献成为可能。但是目前大多数活动造山带地貌研究的结果显示地貌主要受控于活动构造,关于岩性对地貌演化影响的报道较少。色尔滕山山前断裂为河套盆地北缘的一条重要控盆断裂,全新世以来该断裂的活动性较强,曾发生过两次较大震级地震(M6.4和M5.9)。前人活动构造研究表明该断裂的活动性具有空间差异,中部乌加河镇活动性最强,两端逐渐减弱。但相对河套盆地北缘其他大型断裂(如狼山山前断裂、乌拉山北缘断裂和大青山山前断裂),该断裂的地貌参数研究较少。同时其地貌演化特征及发育机理仍然不清楚,这些均制约了对该断裂的变形动力学理解。本文基于30 m分辨率的DEM数据对该断裂进行详细的河流地貌学参数研究,包括使用Arcgis和Matlab脚本提取色尔滕山山前33条河流的子流域盆地面积-高程积分(HI)和相应河道陡峭指数(Ksn)、河道纵剖面及其裂点等地貌学参数。结果表明研究区河流HI值大部分处于0.40~0.66之间,其中乌加河镇附近具有高值,流域盆地处于发育的壮年期。瞬态河道和稳态河道均沿着色尔滕山山前断裂走向分布,可能表明色尔滕山山前大部分河道目前处于瞬时地貌向均衡地貌演化阶段,并且通过对比发现瞬态河道裂点成因存在岩性和构造共同控制的现象。河道陡峭指数空间分布差异性较大,乌加河镇附近(S13~S20)陡峭指数较大,向两边陡峭指数逐渐减小,在S8河流以西又有增大的趋势。通过结合岩性和降雨情况分析发现,河道陡峭指数除了受岩性抗侵蚀能力影响外,其分布还与色尔滕山山前断裂垂直滑移速率分布和垂直位错分布基本一致。综合来看,地貌参数的空间分布是岩性差异和色尔滕山山前断裂活动分段差异性共同控制的结果,表明该地区岩性和构造对地貌的协同塑造作用。
Abstract
Topography is formed by the complex interactions between tectonics and erosional surface processes, which is primarily mediated by tectonic activity and bedrock erodibility. The rock uplift by tectonics can be negligible in the ancient orogens for its tiny tectonic activity, then it is possible to study the contribution of rock erodibility to the landscape evolution. However, most recent results show that topography is mainly controlled by tectonics in the active orogens, and the reports of lithological control on landscape evolution are not involved. As the controlling fault for the Hetao basin, the Seerteng mountain-front fault had been active since the Holocene, which caused the M 6.4 and M 5.9 earthquake in the 1979 and 1934. Previous studies show that the center section (such as the Wujiahe site) has stronger activity than its west and east sections. However, the researches on geomorphic parameters are limited compared to other faults in the northern margin of Hetao basin (such as the Langshan fault, Wulashan fault and Daqingshan fault), which will hinder to understand its deformation dynamics. Using the 30 m DEM, we extracted the Hypsometric integral of 33 subbasins in the Seerteng Mountain and normalized channel steepness, longitudinal profile and the knickpoint of the corresponding streams. The HI values are clustered between 0.40 and 0.66 with the highest value at the Wujiahe town, indicating that the evolution stage of the Seerteng Mountain is the “Middle” stage. The transient and steady rivers are all distributed along the fault, which reveal that the rivers in the Seerteng mountain-front are developed during the transient state and then evolved to the steady state. By comparing the knickpoint and lithology, we find that the knickpoints are under-controlled by tectonic uplift and/or lithology. The channel steepness (Ksn) has a character of spatial difference. The Ksn near the Wujiahe town is the highest, and it gradually decreases to the east and west part, then it increases to the west part at the River S8. By analyzing the rock lithology, precipitation and tectonic, the channel steepness (Ksn) is controlled by the lithology, and its spatial distribution is in accord with the fault activity (vertical slip rates and offsets). The landscape of the Seerteng Mountain is the results of the tectonic uplift and rock lithology.