秦嶺北麓渭河中上游流域構(gòu)造地貌分析

韓 玲,李慧慧,劉志恒

(1.長安大學(xué)地質(zhì)工程與測繪學(xué)院,陜西 西安 710064;2.陜西省土地整治重點實驗室,陜西 西安 710064)

地貌是在地殼運動與地表相互作用下形成的[1-3],記錄了不同尺度下構(gòu)造、流域侵蝕和氣候變化的過程及信息?，F(xiàn)有的測量設(shè)備無法反映其長期的地表構(gòu)造過程,無法定量地給出地貌構(gòu)造演化的證據(jù),因此,反映長時間尺度下地貌參數(shù)對研究區(qū)域地貌演化過程尤為重要。近年來,用于構(gòu)造地貌參數(shù)反演構(gòu)造的參數(shù)有面積-高程積分(HI,hypsometric integral)、Hack剖面、集水盆地不對稱性等[4-6]。其中面積-高程積分是Strahler于1952年基于地貌侵蝕循環(huán)理論提出的,以曲線或曲線積分值指示原始地表受構(gòu)造運動和地表河流剝蝕后的土地體積殘存率,定量描述流域地貌的發(fā)育階段和演化過程[7]。Strahler認(rèn)為面積-高程曲線(HC,hypsometric curve)的凹形、S形及凸形3種形態(tài)分別表示地貌演化的老年期、壯年期和幼年期(分別對應(yīng)HI值為:HI<0.35、0.350.6),將地貌演化的程度定量地表征為具體的數(shù)值HI。隨著數(shù)字高程模型(DEM)的分辨率逐步提高、遙感與地理信息系統(tǒng)(GIS)空間分析技術(shù)的飛速發(fā)展,使得大范圍綜合定量分析區(qū)域地貌演化成為可能。由于面積-高程積分具有空間依賴性和面積依賴性[8-9],不同面積下的集水盆地,HI值反應(yīng)不同的地形因子對地貌的影響;地形高差、應(yīng)力、巖性及氣候等可能存在差異,其HI值也會受到影響[10-11]。因此,合適的集水盆地面積劃分對流域地貌構(gòu)造運動程度反演起到了至關(guān)重要的作用。

渭河流經(jīng)甘肅省東南部和陜西省中部,是黃河最大的支流,發(fā)源于甘肅省渭源縣鳥鼠山。該區(qū)地貌記錄了秦嶺北麓受區(qū)域構(gòu)造運動影響而差異性隆升的重要信息及其流域地表過程,是認(rèn)識該區(qū)構(gòu)造變形特征及地貌演化過程的重要紐帶之一。因此,以ALOS-PALSAR的DEM數(shù)據(jù)為數(shù)據(jù)源,選擇合適的集流閾值進行分析,提取區(qū)域主要水系,劃分流域盆地及次集水盆地,并計算各次集水盆地的HI值。研究秦嶺北麓渭河支流集流閾值與HI之間的關(guān)系,探討其空間分異特征,并探究其構(gòu)造意義與地貌演化。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

研究區(qū)域位于渭河中上游南岸,該地區(qū)發(fā)育有清姜河(R1)、清水河(R2)、馬尾河(R3)、藩溪河(R4)、伐魚河(R5)、石頭河(R6)等主要河流[12](見圖1)。這些河流均為秦嶺北麓山前水系,長時間侵蝕秦嶺北麓地區(qū),大量基巖被剝蝕而出露地表,為分析研究區(qū)地貌及構(gòu)造運動提供了重要的基礎(chǔ)[13]。秦嶺山地以早古生代二長花崗巖、角閃石英二長巖、正長花崗巖為主[14-15]。代表巖體有老君山巖體(ηoT3L)和寶雞巖體(ηγT2B)等。秦嶺是亞熱帶季風(fēng)氣候與溫帶季風(fēng)氣候的分界線,東亞季風(fēng)氣流在秦嶺山脈形成“地形雨”,加快地表侵蝕過程。綜合研究區(qū)流域地質(zhì)演化、宏觀氣候尺度以及流域基底地層等特征,可以發(fā)現(xiàn)研究區(qū)地貌主要受氣候、巖性及構(gòu)造抬升影響[16]。在多因素的相互作用下,構(gòu)成秦嶺北麓現(xiàn)今復(fù)雜多樣的地貌特征。

圖1 研究區(qū)地形地貌Fig.1 Topographic and geomorphological map of the study areas

2 數(shù)據(jù)源和方法

2.1 數(shù)據(jù)源

研究采用NASA網(wǎng)站(https://vertex.daac.asf.alaska.edu/)免費提供的ALOS-PALSAR精度為12.5 m的DEM數(shù)據(jù)。該數(shù)據(jù)是由日本的ALOS對地觀測衛(wèi)星搭載合成孔徑雷達傳感器(PALSAR)干涉生成。以ArcPy水文分析盆域分析(Hydrology)模塊劃分同一水系流域盆地,選擇不同的集流閾值提取次集水盆地,并分析計算HI。

2.2 面積-高程積分(HI)

面積-高程積分值是將研究區(qū)的高程差H無限等間距細(xì)分,形成無數(shù)個等間距的等高線,并計算每一等高線的實際高程(h)和該等高線包圍區(qū)域以上的面積(a),然后以流域內(nèi)劃分的不同等高線包圍區(qū)域的面積(a)與流域總面積(A)的比例為橫軸(a/A),以等高線與流域高差的比例作為縱軸(h/H)[17-18],利用可視化Matplotlib庫Python編程實現(xiàn)繪制擬合HC積分曲線(見圖2)。HI值計算公式為

圖2 面積-高程積分示意圖Fig.2 Schematic diagram of hypsometric integral

(1)

其中:xi為大于第i等高線的面積百分比;yi為第i等高線相對高差百分比。

3 集流閾值的確定

研究中使用ArcPy站點包,根據(jù)不同集流閾值劃分次集水盆地。集流閾值越大,次集水盆地面積越大。把集流閾值按照等差數(shù)列劃分成75組,依次計算每組次集水盆地平均HI值、面積和高差(見表1),并做回歸分析。結(jié)果顯示不同集流閾值下的次集水盆地平均面積、高差和平均HI值都呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系,其相關(guān)系數(shù)均在0.93以上(見圖3)。由此可知,按不同的集流域值劃分流域次集水盆地時,次集水盆地平均HI值會隨著平均面積和平均高差的減小而升高。

表1 不同柵格閾值劃分出的次集水盆地平均高差、平均面積和平均HI值

續(xù)表1

圖3 次集水盆地平均HI值與平均面積、平均高差及集流閾值的回歸分析Fig.3 Regression analysis on mean HI value and average area,average elevation difference,and the accumulation threshold

Xue等[19]在研究面積-高程積分對區(qū)域地貌特征的指示意義時發(fā)現(xiàn),不同的研究區(qū)應(yīng)選擇不同的集流閾值劃分次集水盆地分析HI值對構(gòu)造的響應(yīng)。在75組不同的集流閾值劃分中,按照集流閾值在1 600～10 800之間劃分,得到次集水盆地的平均面積高程積分值急劇下降;在10 800～22 000之間的次集水盆地,得到的次集水盆地平均面積高程積分值下降速率平緩;在22 000～31 600之間的次集水盆地,得到的平均面積高程值基本不再下降,趨于平緩。為得到最優(yōu)集流閾值分析面積-高程積分值對研究區(qū)構(gòu)造的響應(yīng),在HI值急劇下降的[1 600,10 800)區(qū)間內(nèi)選擇3組數(shù)據(jù),集流閾值分別選擇1 600、6 000和9 200;在HI值下降速率平緩的[10 800,22 000)區(qū)間內(nèi)選擇3組,分別是10 800、16 400、20 000;在HI值趨于平緩的[22 000,31 600)區(qū)間內(nèi)選擇3組,分別是22 400、26 800、31 200,共9組數(shù)據(jù)討論。根據(jù)劃分的9個集流閾值計算次集水盆地HI值,分布結(jié)果如圖4所示。得到的HI值賦顏色對比顯示,幼年期為0～0.2和0.2～0.35,壯年期為0.35～0.5和0.5～0.6,老年期HI值>0.6。

結(jié)果顯示:①地質(zhì)年代越早,HI值越高?？拷貛X北麓新元古代、早生古代、三疊紀(jì)、奧陶紀(jì)和中元古代地層對應(yīng)的HI值比靠近渭河的第四系黃土地層分布的HI值高。河流出水口平原區(qū)域出現(xiàn)HI高值區(qū)。②當(dāng)集流閾值選擇1 600～10 800時,得到的次集水盆地面積較小,數(shù)量較多,對應(yīng)次集水盆地的HI平均值變化較快,由圖4和表1可知,在小范圍內(nèi)只有巖性變化的情況下,集流閾值每增加400,其內(nèi)的巖性在不斷改變,HI值與巖性有較好的對應(yīng)(見圖4)。③當(dāng)集流閾值選擇10 800～22 000時,HI值下降速率平緩(見圖3),次集水盆地跨越多個巖性空間分布區(qū)域,集流閾值每增加400,能跨越不同巖性分布,不足以跨越多個構(gòu)造帶。巖性在小范圍的變化不影響較大范圍HI值,構(gòu)造因素的影響則凸現(xiàn)出來(見圖4)。④當(dāng)集流閾值選擇超過22 000時,柵格數(shù)量已經(jīng)跨越多個構(gòu)造帶,每增加一定數(shù)量的集流閾值,HI值幾乎不變,這時HI指示更大空間尺度的構(gòu)造活動。⑤HI值從山地至平原逐漸降低形成3個值域梯度(山地最高,丘陵、平原次之),在交界線上變化明顯,與斷裂帶基本吻合,HI值可間接推測斷裂帶的存在。由以上分析可得,HI值對巖性、構(gòu)造的指示意義應(yīng)選擇集流閾值區(qū)間分別為[1 600,10 800)、[10 800,22 000)。

圖4 不同集流閾值下次集水盆地的面積-高程積分Fig.4 Hypsometric integral of sub-basins based on different accumulation threshold

4 結(jié)果分析

由Strahler提出的HI值,描述流域原始地形在構(gòu)造抬升與流域侵蝕的共同作用下的地貌演化程度,所以HI值空間分布的差異能直接反應(yīng)區(qū)域構(gòu)造運動隆升和地表過程。在小尺度空間上地表過程受巖性的影響很大,抗侵蝕能力越強抵抗原始地形變形的能力越強。因此根據(jù)HI值的差異,在不同的尺度空間可間接推測區(qū)域斷裂構(gòu)造活動強度和巖性的空間差異。

4.1 巖性的響應(yīng)

巖性的差異代表了不同地區(qū)流域的抗侵蝕性的不同,HI值越大對應(yīng)小尺度空間上巖性抗侵蝕能力越強。根據(jù)巖性跨越的空間尺度,HI值可反應(yīng)區(qū)域地表過程的強度差異。為研究面積高程值所反映的巖性的變化,選擇集流閾值為3 200劃分的次集水盆地及HI值,將研究區(qū)域劃分成Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ(見圖5(a))。同時為排除構(gòu)造活動的影響,主要從同一構(gòu)造帶內(nèi)及構(gòu)造活動變化不大的流域探討HI值對巖性變化的響應(yīng)。Ⅰ區(qū)中建筑物比較密集,在考慮巖性的指示意義時,HI影響因素較多不予考慮;Ⅱ、Ⅵ區(qū)中斷裂線劃分巖性的空間分布,即HI值的大小為巖性和構(gòu)造共同作用的結(jié)果。

秦嶺北麓斷裂過Ⅲ、Ⅳ區(qū),排除了不同構(gòu)造活動的影響。Ⅲ區(qū)HI值主要分布在0.4～0.6之間,Ⅳ區(qū)HI值在0.2～0.5之間,根據(jù)HI值可以得出抗侵蝕能力為:Ⅲ區(qū)>Ⅳ區(qū)。而Ⅲ區(qū)主要含有ηοT3L(老君山巖體)粗粒環(huán)斑角閃石英二長巖(見圖5(b)),巖體石英質(zhì)量分?jǐn)?shù)小于5%[20],Ⅳ區(qū)主要含有寶雞巖體(ηγT2B)淺肉紅色粗粒斑狀二長花崗巖,石英含量和硬度比老君山巖體大(見圖5(c)),實際抗侵蝕能力為:Ⅲ區(qū)<Ⅳ區(qū)。根據(jù)這2種相反的結(jié)果判定,Ⅲ區(qū)與Ⅳ區(qū)HI值差異并非巖性所致,可能是構(gòu)造抬升幅度,很可能存在NNE向的斷裂,并造成其東、西兩側(cè)抬升幅度差異及HI值差異,即該區(qū)域構(gòu)造抬升強度大于地表侵蝕強度。

圖5 HI值分布圖(集流閾值3 200)及Ⅲ、Ⅳ區(qū)巖性分布Fig.5 Distribution of HI value (accumulation threshold 3 200) and lithology distribution map of Ⅲ Ⅳ region

4.2 構(gòu)造的響應(yīng)

研究區(qū)的主干河流的HI值及相關(guān)參數(shù)如表2所列。由表2可見,R1和R4的HI值大于0.6,HC為凸型,處于幼年期發(fā)育階段;R2、R3、R5、R6的HI值介于0.35～0.6之間,HC為S型,處于壯年發(fā)育階段(見圖6)。

表2 研究區(qū)域內(nèi)6條河流參數(shù)

為分析HI值對構(gòu)造的響應(yīng),選擇集流閾值為16 800,HI值在不同巖性地區(qū)值大致相等,即在排除巖性影響的前提條件下,判斷區(qū)域構(gòu)造作用形成的HI值的空間分布(見圖7)?？傮w上,HI值依山地丘陵平原劃分為3個值域梯度,其空間差異交界處與斷層基本吻合,并沿HI值剖面線SW向SE方向減小,與F1、F2和F3斷裂帶的走向基本平行;山地與丘陵受地形雨侵蝕大致相等,山地HI值分布總體大于丘陵地區(qū),說明山地較丘陵區(qū)域抬升幅度大,秦嶺北麓渭河中上游流域的斷裂活動基本上沿剖面線SW至SE方向減弱。

研究區(qū)的HI值呈明顯的條帶狀分布,二里關(guān)村-寶蓋寺斷裂帶(F1)以南HI值整體介于0.5～0.68,處于HI高值區(qū),說明F1具有較強的構(gòu)造活動強度,構(gòu)造抬升作用使該區(qū)域F1斷裂帶形成較高HI值。寶蓋寺西側(cè)形成一個HI低值區(qū),這是由于該區(qū)域處于F1斷層結(jié)束位置,相對F1斷層側(cè)沉降較大,受構(gòu)造影響較小;在F1斷層中間兩斷層交叉區(qū)域,HI值較高,總體表現(xiàn)為交叉區(qū)域從SW至NE遞減及至右側(cè)急劇下降,這可能由于該區(qū)域在兩斷裂帶同時作用下活動性較強,在急劇降低后又逐漸升高,但總體HI值小于F1斷裂交叉區(qū),且HI值自剖面線SW至NE逐漸減小(見圖7)。營頭鎮(zhèn)周圍斷裂(F5)較為密集,HI值整體處于0.3～0.45,但HI值的空間分布并沒有明顯區(qū)分各個斷裂,而是在所有斷裂帶的之間區(qū)域出現(xiàn)高值區(qū)域,說明該區(qū)域在周圍及其內(nèi)部斷裂活動構(gòu)造相對較弱。

圖6 研究區(qū)域內(nèi)6條河流的面積-高程曲線Fig.6 Hypsometric curve of the six rivers in the study area

圖7 HI值分布圖和剖面圖(集流閾值16 800)Fig.7 Distribution and profile of HI value (accumulation threshold 16 800)

秦嶺北麓斷裂帶(F2),總體走向近EW斷面向北傾斜,地表處傾角一般為60°～70°[21-22],其傾角向深處逐漸變緩,即可能反應(yīng)該斷裂為一鏟式正斷層。斷裂帶內(nèi)地?zé)岙惓?地表溫泉出露,高溫使地殼由脆性變形轉(zhuǎn)為韌性變形,所以該斷裂帶具有較強的活動性。秦嶺地區(qū)的新構(gòu)造運動是繼承喜馬拉雅運動階段的塊斷運動[23]。因此,認(rèn)為在秦嶺北麓斷裂帶(F2)南側(cè)HI值較北側(cè)高,是由于秦嶺北麓斷裂具有較強活動性。沿廟溝村-楊家山村-營頭鎮(zhèn)秦嶺北麓斷層北側(cè)與F3斷層南側(cè)主要為丘陵區(qū)域,極少平原區(qū)域,斷裂活動相對減弱,整體位于秦嶺山脈前,受地形雨侵蝕與山地大致相等,受雨水剝蝕量大于斷裂活動抬升量,從而HI值呈低值。

F3斷層北側(cè)為平原區(qū),地勢較為平緩,受雨水侵蝕很少,HI值整體較低,部分出現(xiàn)高值異常,這是由于河流已由侵蝕作用轉(zhuǎn)向以沉積作用為主。HI值是對三維地體的描述,反映地表被侵蝕后的三維體積殘余率和地貌的發(fā)育程度。因此,河流在平原區(qū)的沉積作用有助于HI值提高。眉縣西側(cè)大片區(qū)域的HI值較高,該區(qū)域位于石頭河沖積扇之上,可能是沖積物的補充及區(qū)域F3隱伏斷裂共同作用的結(jié)果,從而形成較高的HI值。

5 結(jié)論

基于對渭河中上游秦嶺北麓區(qū)域的面積-高程分析,巖性、構(gòu)造對HI值的響應(yīng)選擇的集流閾值范圍分別為[1 600,10 800)和[10 800,22 000)。巖性對HI值的影響較小,而構(gòu)造對大空間尺度上HI值的影響較大。秦嶺北麓渭河中上游區(qū),HI值總體上從SE向NE遞減,表明區(qū)域活動從SE向NE減弱;HI值指示Ⅲ、Ⅳ區(qū)的巖性抗侵蝕能力與實際巖性抗侵蝕能力不一致,分析表明在Ⅲ、Ⅳ區(qū)內(nèi)可能存在NNE向的斷裂。北側(cè)平原區(qū)出現(xiàn)部分HI高值區(qū)域,除區(qū)域斷裂帶構(gòu)造的影響外,河流的沖積剝蝕轉(zhuǎn)為沉積作用,也可能形成較高的HI值。該研究成果為區(qū)域地貌演化及巖性-構(gòu)造-地貌系統(tǒng)分析提供了必要的理論依據(jù),對區(qū)域板塊運動及構(gòu)造地貌格架有重要的研究意義。