鄂尔多斯西北缘桌子山地区河流袭夺和分水岭迁移研究

林玲玲，李雪梅，张会平，马字发

1.中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029；2.防灾科技学院，河北省地震动力学重点实验室，河北 三河 065201；3.中国科学院成都山地灾害与环境研究所，成都 610041

0 引言

认识地貌随时间的演化是重建过去的构造、气候过程以及沉积序列的基础，而地貌演化与水系演化是基本耦合的，因此水系演化是识别地貌演化过程，重建构造、气候过程和沉积序列的重要切入点(Tucker and Slingerland，1997；Mather，2000；Hancock and Anderson，2002；Bonnet，2009；Pritchard et al.，2009；Kirby and Whipple，2012；Willett et al.，2014)。水系是地貌演化动态系统中的一部分，在这一系统中河道几何形态、河道梯度、水系形态都向着构造隆升与侵蚀之间的平衡状态(Howard，1965)以及与气候条件和基岩抗侵蚀能力有关的平衡状态调整(Whipple，2001)。分水岭是分隔相邻两个流域的界线，是地貌演化的动态因素，通过连续或不连续的水系袭夺而发生迁移，从而导致整个水系重组(Willett et al.，2014)。因此，水系袭夺和分水岭迁移研究能够解译水系和地貌演化过程，是水系演化研究的重点(Vacherat et al.，2017)。

已有的大多数地貌或水系演化研究主要关注单个河流袭夺或分水岭迁移事件，主要依据不规则水系形态、风口、古河道、断头河、裂点、阶地、沉积物物源/粒度变化等地质、地貌证据(Bishop，1995；Stokes et al.，2002；Clark et al.，2004；Maher et al.，2007；Prince et al.，2010，2011)。然而，这些地质和地貌证据很难保存和识别，尤其是在侵蚀强烈的地区，并且这些研究很难描述流域分水岭的整体迁移过程。在基岩河道河流水力侵蚀模型中河道上任意点对上游流域面积的积分称为chi(χ)值。近期，河流地貌数字化研究利用分水岭两侧chi(χ)值差异来描述分水岭的动态迁移过程，为解释大尺度的河流袭夺事件，描述水系的整体演化过程提供条件(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)。

位于鄂尔多斯块体西北缘的桌子山地区，是属于东西向的逆冲推覆构造体系中的一个背斜构造，总体呈南北走向(赵红格等，2006)。对桌子山地区卫星影像和水系进行分析，发现该区域的水系样式存在明显异常。流经桌子山西麓奥陶系地层的水系河道平直，河谷深切；而流经背斜核部的水系则迅速侧向扩展。背斜核部的河流与两翼的河流之间可能存在着相互袭夺的关系，为水系袭夺研究提供了良好场所。文章通过桌子山地区的水系样式分析和基于12.5 m DEM数据桌子山地区chi(χ)值的提取来研究桌子山地区河流袭夺和分水岭迁移。

1 区域背景

桌子山地区位于鄂尔多斯盆地西北缘(图1)，处于鄂尔多斯稳定地块与阿拉善古陆的结合部位，中—新生代以后受印支运动、燕山运动、喜马拉雅运动影响较为明显，属于鄂尔多斯盆地西缘巨型冲断带的一部分(郑文俊等, 2019; 康玉柱等, 2019)。桌子山地区现今的地形地貌表现为由西向东一系列的背斜夹向斜构造组成的大型褶皱体系，其向斜和背斜翼部多含有断层。该区总体的构造特征为东西向的逆冲推覆为主的断裂、背斜、向斜夹杂的复合构造体(赵红格等，2006)。桌子山属于该构造体系中的一个背斜构造，总体呈南北走向，最高海拔2149.4 m，相对高差600 m。

a—研究区位置图，位于鄂尔多斯块体的西北部；b—研究区与青藏高原块体的位置

a—桌子山地质图(据新召幅1∶20万区域地质图，1981修改)；b—岩石的抗侵蚀强度分布图(LE为岩性的抗侵蚀指数)

2 理论方法与结果分析

2.1 chi(χ)值原理

在基岩河道河流水力侵蚀模型中，侵蚀速率E与河道梯度S、上游流域面积A呈幂次函数关系(Whipple and Tucker, 1999；Kirby and Whipple，2012)：

E=KAmSn

(1)

公式中K为侵蚀系数，代表流域内基岩河流的可侵蚀效率,包含气候、岩性、沉积物通量、河道几何形态等对侵蚀效率的影响；m为面积指数，n为河道梯度指数。假定构造引起的基岩抬升速率为U，河道上某点的高程为z随时间t变化，其沿河道的溯源距离为x(即从出水口到分水岭的方向)，由此可得河道高程变化速率为：

(2)

(3)

对(3)式两端进行积分，可得：

(4)

(5)

(6)

公式(5)、(6)中zb为河道起始点的高程，将河道上任意点x对上游流域面积的积分定义为χ，即

(7)

则方程(6)可转化为

(8)

公式(8)中A0为参考流域面积，可以取任意值。

z(x)=zb+(ksn/Aθref)χ

(9)

公式(9)反映出河道高程z与χ值之间存在线性关系，当A0取特定值时，直线的斜率可以近似等于标准河道陡峭指数ksn。从图3可以看出，χ值的差异不仅与流域面积的变化有关，也与标准河道陡峭指数ksn以及河道初始高程zb有关。在设定不同流域的初始高程为相同值的情况下，分水岭两侧χ值的差异主要受河道陡峭程度的影响，标准河道陡峭指数ksn较大的一侧所对应的χ值较小，标准河道陡峭指数ksn较小的一侧所对应的χ值较大。标准河道陡峭指数ksn主要与抬升速率U和侵蚀系数K相关，因而χ值的变化也主要与区域构造抬升速率和侵蚀效率相关。

图3 河道高程和chi(χ)值的线性关系(据Whipple et al.，2017修改)

Willett et al.(2014)提出利用分水岭两侧chi(χ)值差异来描述分水岭的动态迁移过程，能够解释大尺度河流袭夺事件，描述水系的动态演化过程(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)。当分水岭两侧的构造抬升速率U或侵蚀效率K存在明显差异时，分水岭两侧水系的chi(χ)值会处于不均衡状态，分水岭会由chi(χ)值较小的一侧向chi(χ)值较大的一侧迁移(图4a)。由公式(7)可以计算出，当河流袭夺发生时，袭夺河的流域面积会相应增加，使得chi(χ)值变大；被袭夺河的流域面积会相应减小，使得chi(χ)值减小(图4b)，最终导致分水岭两侧的chi(χ)值差异减小，水系演化趋于均衡状态(图4c、4d)。

图4 均衡和非均衡状态的流域盆地及河道chi(χ)值剖面(据Willett et al.，2014修改)

2.2 桌子山水系样式分析及chi(χ)值计算

流经桌子山背斜构造的水系均为垂直于南北向构造线的横向水系，但东西两侧的河流样式存在差异，流经背斜西翼的水系河道平直，河谷深切，并直接汇入黄流干流；而流经背斜东翼的河流先汇入山前的纵向河流再从褶皱的南北两端汇入到黄河干流。西翼的横向河流又可以分成两种模式，一种是发源于山前，流域面积较小的；另一种模式是河流穿过背斜核部，源头在腹地，具有较大的汇水面积，例如中部的苏拜沟穿越了背斜核部并迅速侧向扩展(图5a)。因此桌子山南北向的主分水岭不连续，被中部穿过核部的苏拜沟分成了南北两段。分水岭北段，从北往南分水岭向东偏移的程度越来越大，仔细观察分水岭两侧的水系样式，西翼的部分流域仍保留了上游有裂点的肘状拐弯(图5b)，如西翼的W04流域与共南北向分水岭的E01流域，W04的河道源头有明显的肘状拐弯，从两条河流的纵剖面看，西翼的河流河道坡度更大从而具有更强的侵蚀能力，存在袭夺东翼河流的现象。

为了更直观地描述桌子山背斜不同部位河流之间可能存在着相互袭夺的关系，文章利用桌子山地区12.5 m的DEM数据计算水系的chi(χ)值来研究该区域分水岭的迁移趋势。首先，m/n设为0.45(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)，A0设为0.3 km2，即河源处的最小汇水面积为0.3 km2，为使东西坡流域具有相同高程的出水口，选取1300 m等高线为基准面。根据公式(7)可计算出该区域水系的chi(χ)值。

结果表明，分水岭两侧不同流域的chi(χ)值存在明显差异(图5)。①在桌子山北部和中部，背斜东翼的水系chi(χ)值明显大于背斜核部的水系。这表明背斜核部的水系比东翼的水系侵蚀袭夺能力强，分水岭会向背斜东翼迁移；背斜核部和西翼的水系chi(χ)值差异不明显，只有桌子山中部的地区chi(χ)值有差异。表明背斜核部和西翼的水系袭夺关系不明显，分水岭较稳定。②桌子山南部背斜东翼的chi(χ)值明显大于西翼，表明西翼的水系侵蚀袭夺能力更强，分水岭向东翼迁移。由此可见，背斜核部和西翼的侵蚀袭夺能力比东翼强，分水岭向东翼迁移。

a—桌子山chi(χ)值空间分布；b—W04与E01河流袭夺的肘状拐弯和两条河流的纵剖面；c—北段南北向分水岭向东迁移的立体图(底图为Google Earth影像图)

3 讨论

流域分水岭的稳定性可能受到许多因素的影响，如不对称的构造隆升(Goren et al., 2014; Willett et al., 2014; Forte et al., 2015;Whipple et al., 2017)、降水量的差异(Willett,1999; Bonnet, 2009; Goren et al., 2014; Forte et al., 2015; Forte and Whipple, 2018)、岩石强度(Goren et al., 2014; Forte and Whipple, 2018)和侵蚀基准面的变化等。其中，构造抬升会影响当地气候和岩石强度，也可能引发山体滑坡(Willett, 1999; Korup et al.,2007;Agliardi et al., 2013;Liu et al., 2015)，进一步复杂化了内部水系调整的过程。已有数值模型表明，流域分水岭会对构造隆升的不对称性作出响应(Goren et al., 2014; Willett et al.,2014; Whipple et al., 2017)。例如初始存在稳定的位于山脉中心的分水岭，假设两侧的岩性均一，气候条件相同，分水岭将向抬升速率高的一侧移动以达到稳态，如果下一阶段分水岭两侧构造抬升速率一致时分水岭还会返回到山脉的中心即它的初始位置(Goren et al., 2014; Whipple et al., 2017)。桌子山地处大陆深处,属于显著的大陆性暖温带气候，年均降水量少，降水量大致可以认为是空间均匀的。在桌子山地区中—新生代隆升事件的已有研究中并没有证据指示桌子山分水岭两侧存在差异隆升现象(刘睿和马保起，2014；卓鱼周，2015；徐东卓等，2018；梁宽，2019)，且桌子山东西两侧水系的侵蚀基准都为黄河，因此此次研究中可以主要考虑该区域岩性抗侵蚀能力差异对分水岭迁移的影响。

3.1 岩性差异对桌子山分水岭迁移的影响

(10)

(11)

公式(10)中LE为岩性的抗侵蚀强度指数，L为岩石的强度，其值在1～6；公式(11)中LA为基于地层年龄的无量纲可侵蚀性指数，从寒武系到第四系，LA从1到6之间变化，越老的地层取值越小；LL是基于岩性强度的无量纲可侵蚀性指数，LL在2(如花岗岩)到12(如松散崩积沉积物)之间变化，越坚硬的岩石取值越低。

通过公式(10)，(11)计算获得桌子山地区的岩性抗侵蚀强度指数LE(表1，图2b)。从结果看桌子山背斜西翼大面积出露的寒武系、奥陶系灰岩的抗侵蚀强度要大于东翼石炭系—白垩系以沉积碎屑岩为主岩性的抗侵蚀强度，因此西翼河道具有更大的河道坡度和更快的下切能力，迫使分水岭将向东迁移。

表1 岩石抗侵蚀强度分类表

Collignon et al.(2016)通过数值模拟来评估和分析流经褶皱区的水系模式，得出流经褶皱区的横向河流能否从前陆盆地穿过褶皱核部到达腹地，取决于流经褶皱区域上下地层的抗侵蚀能力之比。当上层地层比下伏地层更易侵蚀时，河流不会穿越褶皱核部，而是侧向偏转改道；反之，当下伏地层比上层地层更易侵蚀时，河流就会一直溯源，穿过褶皱核部，到达腹地。这正好可以解释桌子山西翼横向河流的两种模式，桌子山中部的苏拜沟沟谷已经切割到寒武系和奥陶系的灰岩，该岩性比下伏地层中元古宙长城系(Pt)中粒石英砂岩、紫红色页岩、白云质灰岩夹石英砂岩的抗侵蚀能力更强，所以河流切穿了分水岭。苏拜沟北侧的霍尔格沟和毛尔沟也有相同的岩性特征，因此，霍尔格沟和毛尔沟也继续向东穿越。在背斜核部，抗侵蚀能力最强的元古宙黑云母斜长片麻岩出露为最上面的地层时，也符合下伏地层比上层地层更易侵蚀，河流也会继续穿越背斜核部，形成穿越型横向河流。而西翼其他河流源头发育于中元古宙长城系的砂岩内的河流则相反，其上层地层比下伏地层更易侵蚀，则河流不会穿越核部，而是侧向偏转。

a—桌子山河道陡峭指数分布图；b—河道陡峭指数归一后插值图

3.2 桌子山水系演化过程

许多研究证实侵蚀基准面的变化将对河流体系造成影响，即当基准面上升将造成河流的溯源堆积, 基准面下降造成河流的溯源侵蚀(Davis，1899)。从桌子山地区现今的河流分布看，不管是西侧的河流直接汇入黄河还是东侧的河流先汇入山前纵向河流再汇入黄河，黄河都是该地区河流的局部侵蚀基准面。而在西坡中部的大河和两端的河流切穿桌子山之前，桌子山东西坡的河流具有不同的侵蚀基准面，西坡还是和现在一样汇入黄河，东坡的河流则是流入鄂尔多斯高原。绕着鄂尔多斯高原边界流动的黄河自然比高原面低，因此，该阶段桌子山地区西坡的河流较东坡河流具有更低的局部侵蚀基准面，河流的溯源侵蚀能力更强，促使西坡的河流穿越背斜端部和核部袭夺东坡的河流。当水系贯穿背斜后，东西两坡具有相同的侵蚀基准面后，岩性抗侵蚀能力差异则成为控制东西两侧河流侵蚀能力差异的主要因素。

4 结论

(1)通过对桌子山地区的水系样式分析得出该地区东西坡的水系均为垂直于构造线的横向河流，但存在两种模式，其中穿越背斜核部的河流可能有袭夺事件发生。

(2)描述分水岭的动态迁移过程的地貌参数chi(χ)值显示桌子山地区东坡高西坡低，表明该区的分水岭处于不稳定状态，将可能进一步向东迁移。

(3)在桌子山东西两侧的构造升降和降水条件都无明显差异的条件下，岩性抗侵蚀能力差异是控制桌子山分水岭向东迁移的主要因素，当抗侵蚀能力更强的寒武系、奥陶系灰岩位于背斜西翼，而其他时代抗侵蚀能力较弱的中元古宙长城系(Pt)中粒石英砂岩、紫红色页岩、白云质灰岩夹石英砂岩等靠近背斜核部时，背斜西翼的河流具有更强的侵蚀能力，西翼河流将可能穿过背斜核部，进而侧向袭夺东侧的河流。

致谢：匿名审稿专家对本文提出宝贵的建设性意见，让笔者获益良多，在此一并表示感谢！