黄河郑州—济南段河型变化特征及其与隐伏断层活动的关系

王晶，李德文，马保起，魏显虎，魏永明，杨多兴

1)应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京，100085；2)中国地震局地壳动力学重点实验室，北京，100085；3)中国科学院空天信息创新研究院，北京，100094

内容提要:厚层松散堆积区(盆地或平原等)发震断层多以隐伏活动为主要特征，基于上断点的传统活动断层探测技术通常难以约束断层最新活动性质和时代。利用冲积河流对地表形变的敏感性评估断层活动性，是极具潜力的隐伏活动断层研究方向。本文基于TM/ETM遥感影像，对小浪底水库建设前后(1990～2013年)郑州—济南段黄河水域多期次几何特征进行提取和分段，共获取6个时期河道中心线弯曲度和5个时段河道面积重叠率的沿程变化信息。与区域资料对比的结果表明，弯曲度异常高值段在空间分布上除个别临近运河穿越处外，主要与穿黄或临黄隐伏断层相对应；在综合分析各种潜在因素后，认为与相关隐伏断层活动引起的地表形变有关。多时段重叠率均值整体上顺流增大(趋于稳定)，局部异常低值(不稳定)指示加积段落，在空间上与弯曲度分析指示的构造变形信息一致。本研究表明相关指标多期均值能较好地反映局部因素引起的河型异常，为认识和评价相关穿黄、临黄断层(新乡—商丘断裂、黄河断裂、聊城—兰考断裂、曹县断裂、巨野断裂及郑州—开封断裂)的活动性和地震危险性提供了独立的解释和评价依据，可为利用河型异常特征分析同类地区隐伏断层活动性和河段稳定性提供技术支撑。

在平原、盆地等松散沉积物广泛分布的地区，活动断层多以隐伏的形式存在，并常导致强震甚至巨震的发生(Watson et al.,1983)。隐伏断裂地震破裂很难穿透上覆厚层松散堆积物，其活动性鉴定传统上主要以物探、钻探或化探相结合的方式进行，工作量大、耗时长、技术要求高，一般只适于在小范围内对已知断层进行详细定位。而通过上断点❶获得的最新断错时代，经常远早于历史或现代强震给出的最新活动时间。因此，尝试新理论、新方法和新技术在隐伏活动断层探测中的应用，是一项极具前景的挑战性工作。

Schumm 等(1996，2000)较早认识到,地表形变量和变形速度即使非常微小,对地表水系形态特征也会有显著影响,并在地表形成明显的水系异常(anomalous drainage pattern)。受隐伏活动断层引起的地表形变的影响，冲积河流水文、地貌和沉积过程会随地表形变而处于一种不断调整的动态平衡过程之中，河道易于变形、迁移、摆动，形成可以在宏观上识别的河型异常(anomalous river pattern)(Watson et al.,1983)。相关的研究可归结为两类(Willemin et al.,1994)。一是通过物理模型模拟河流对河床形变的响应过程，总结河流变化规律(尹学良,1965;蔡强国,1982;Ouchi,1985;周刚,2009)。Ouchi(1985)发现混合负载河流经过隆升区前，弯曲度随着坡降的减小而减小，经过隆升区后弯曲度由于坡降增加而更大,认为冲积河流可以提供构造缓慢运动的证据。周刚(2009)基于模型模拟发现随着比降的增大,河道平面形态有从弯曲型向分汊型或游荡散乱型变化的趋势。目前对不同地表形变方式下河流响应的模式和特征已经有了基本一致的认识。二是开展野外实证，通过量化已知变形区河流异常特征(侯建军等,1994;Schumm et al.,1996，2000;Nelson et al.,2013)，检验正向研究所获结论的合理性。Gomez 等 (2010)认为弯曲度可以作为冲积河道对新构造活动响应的指标。Whittaker等(2007)发现河流经过构造隆起地块后下切加剧，河道变窄。Burnett等(1983)发现小型河流对地表形变的响应要滞后于较大规模的河流。相关进展为通过河流异常研究隐伏活动断层特征提供了必要的基础。但是，除地表形变外，支流水沙供给、河道物质组成和河岸可蚀性变化等因素也可能导致相同或相似的河型异常特征，因而在实际工作中通常需要克服多解性问题。

华北平原构造复杂、地震频仍；断层以隐伏形式活动为主，对隐伏断层活动性和发震能力的认识尚不充分。已有研究(王若柏等,2001，2002)表明华北平原水系密度的分布格局与基底构造活动存在联系，但是这种大尺度的研究还不能从根本上解决活动断层的定位问题。本文选择黄河下游水沙条件相对简单的郑州—济南段为研究区，试图通过多期遥感数据恢复黄河河型的时空变化特征，分析研究区内黄河河型沿程变化控制因素，总结冲积河流对隐伏断层活动的响应特征，为通过区域河型变化特征识别活动构造变形提供技术支撑和解释依据。

1 区域背景

黄河下游是我国人口最为集中、工农业生产较为发达的地区之一。黄河下游桃花峪(河南郑州荥阳市)以下平均坡降0.111‰(黄河水利委员会黄河志总室,1998)，低坡降、大径流客观上增强了河型对地表形变的敏感性，为利用河型探测隐伏构造活动提供了更多的机会。其中黄河郑州—济南段主要受防洪堤围限，西端靠近太行山，东临泰山；为华北平原与黄淮海平原的分水岭(图1)。地理坐标范围为113.56～116.84°E，34.72～36.33°N。地貌上位于黄河冲洪积平原，南部地势向东南倾斜，北部向北东倾斜，总体上呈簸箕状，由西南向东北逐渐降低。大堤以外平原区几乎全被第四系覆盖，以冲洪积物为主。研究区地处暖温带、湿润—半湿润季风气候，雨热同季，夏季炎热雨量丰沛，降水主要集中在7、8月份。区域大地构造上属于华北坳陷盆地，新构造运动强烈。以隐伏形式为主的临黄、穿黄断层超过10条(叶青超,1997;石建省等,2007)，目前仅个别断层被判定为活动断层。除了接受河堤内天然降水，以及与运河、东平湖之间存在少量水量交换外，郑州—济南段黄河主要以单一河道的形式穿越数条隐伏断层，类似于一个巨型的实验水槽，为认识和理解冲积河流对隐伏断层活动的响应特征提供了一个天然的实验场所。

图1 黄河郑州—济南段地质地貌特征Fig.1 Geological and Geomorphological Features of the Yellow River from Zhengzhou to JinanF1—长垣断裂；F2—黄河断裂；F3—聊城—兰考断裂；F4—小宋—解元集断裂；F5—曹县断裂；F6—巨野断裂；F7—郑州—开封断裂；F8—新商断裂；F9—东明—成武断裂；F10—菏泽断裂，F11—郓城断裂。断层分布取自资料❷F1—Changyuan fault;F2—Yellow River fault;F3—Liaocheng—Lankao fault;F4—Xiaosong—Jieyuanji fault;F5—Caoxian fault;F6—Juye fault;F7 —Zhengzhou—Kaifeng fault;F8—Xinxiang—Shangqiu fault;F9—Dongming—Chengwu fault;F10—Heze fault;F11—Yuncheng fault.The fault distribution is taken from the active fault data of the fifth-generation zoning map of China Earthquake Administration

2 数据与方法

2.1 数据来源与水体信息提取

数据来自地理空间数据云(http://www.gscloud.cn/)，所用数据共两幅，行列号分别为123-35和123-36。结合区域地理环境及上游水利建设历史，本文共选取研究河段1990～2013年间6个时期的TM/ETM/OLI遥感图像共12景(表1)，进行河道恢复和重建。水体形态的识别和提取主要按以下流程进行：① 通过波段合成突出河道边界等信息。② 用1∶50000地形图作为标准对TM/ETM/OLI影像进行配准，配准误差控制在0.5个像元之内；几何校正投影参数选择UTM Zone50，投影参数椭球体和基准都为WGS 1984。③ 利用归一化差异水体指数法提取水体，获得灰度图像，通过阈值分割获得二值图像，然后对二值化结果进行矢量转换，获得不同年份的矢量化水体。

表1 本文所用Landsat卫星影像日期以及各期之间的主要事件Table 1 Date of Landsat satellite imagery used and major events between periods

2.2 特征参数计算

能够反映河型变化的参数有很多，本文重点考虑中心线弯曲度和相邻两期河道水域重叠率两种形态参数。中心线弯曲系数K值是本文最重要的河型参数，其值越大表示河段越弯曲。K值计算公式为:

其中，L为河段中心线长度，LR为河段端点直线距离。

研究区不同时期河道中心线长度存在明显变化，从1990年至2013年间大致介于369～403 km(表1)。为计算不同时期不同河段的弯曲度、河道重合率，本文根据遥感影像的数据特点，采取沿中心线等长度均分原则，对河段进行划分。相关的计算流程为：①利用GIS工具软件提取面状河流的中心线。②对中心线进行等长度分割，计算每个段落的弯曲度。为了客观评价河型在空间上的变化，根据采样定律，河段截取长度应超过单个河曲长度。但研究河段河曲规模总体上顺流减小，与河道宽度减小的趋势一致。兰考东坝头以上河道宽浅，河宽变化大，单个河曲长度从七八千米到十四五千米不等。东坝头以下河宽相对稳定，河曲长接近10 km。为适应河道宽度变化并尽可能获取较丰富的河型变化信息。本文设定3种河段划分方案，河道截取数目分别为40、30、25段(分别记为A、B、C)。

相邻两期水域重叠率(Sr)定义为两期河道重合面积与两期河道面积均值的比值，Sr值反映河道侧向迁移的程度，也即河道的稳定性。其值越大表示河道越稳定，计算公式为:

其中，Sa、Sc分别表示两期河道面积均值与两期河道重合面积。本文利用GIS软件获取相邻两期河流重合水域，以较晚年份中心线等分点位置生成垂直于中心线的法线(具体操作参见https://support.esri.com/en/technical-article/000012318)，然后以法线为分割线对相邻两期河道水域进行分割，再计算每个分割河段内前后两期河道面积均值(Sa)和两期河道重合面积(Sc)，最后计算相应的值Sr。

段落数不同(40、30和25)的3种等长河段划分方案所对应的河段长度约为9.5 km、13 km、15 km。本研究获得3种河段长度划分方案下各6个时期河道中心线弯曲度和5个时段重叠率数据，共33组(图2、图4)。

3 结果和分析

3.1 不同截取长度划分方案对比

研究区6个时期河道弯曲度沿程变化见图2a—c，5个时段河道的重叠率沿程变化见图4a—c。对比3种河段划分结果可以看出，局部异常(高值)段位置存在一定的偏移，可能与所研究河段宽度上下游存在显著差异有关。相对于河道宽度，A方案河段划分在上游过密，单个河段未必能够包含一个完整河湾，导致河流弯曲度低估；C方案河段较长，靠下游区域存在一段跨越多个河湾的现象，因而有可能丢失局部河型变化异常特征。但整体上，3种分割方案所获指标变化特征是基本相似的。以下讨论主要基于B方案划分和计算结果，在必要时也参考其他划分方案。根据等长度划分的段落从上游往下游依次编号为B1、B2、……、到B30。为了行文和讨论方便，下文以郑州至兰考县东坝头镇河道为所研究河道的上段，东坝头镇至郓城县苏阁乡河道为中段，苏阁乡以下为下段(图1)。

3.2 弯曲度变化特征

黄河郑州—济南段河道弯曲度(K值)沿程变化见图2。其中上段(B1～B8)异常值主要集中在B4～B5和B7～B8附近(开封市北王庄至兰考东坝头镇)。其中B4～B5为郑州—黄河段K值最高的河段，个别年份可达2.70。中段(B9～B20)存在两处显著异常。一处位于B10～B12附近(东明县马厂村至菏泽市油楼村)，K值可达 1.56；另一处位于B16～17段(濮阳魏寨村至濮阳王称堌镇)，最大值位于B17。另外，B19处相对上下游也显示不稳定的异常高值。下段(B20～B30)存在两处异常，一处位于B21～B25(台前县甘草村至赵庄村)，其中B22～24段河道K值急剧增大，极值可达1.8，为中、下段K值最高的区域；值得注意的是，该异常段落在图2a和c上均分裂为两个异常。另一处位于B27～28(台前县夹河乡至东阿县范坡村)，K值最大超过1.4。

图2 黄河郑州—济南段河流弯曲度变化Fig.2 Characteristics of sinuosity along the Zhengzhou—Jinan segment,Yellow River(a)—(c)分别为A、B、C方案K值沿程变化，个别大于2的弯曲度值未能展示。其中断层编号同图1，L代表东平湖与黄河连接处(a),(b)and (c)represent changes of K values along course of scheme A,B and C,but some values greater than 2 are not shown.The fault numbering is the same as Figure 1,and L represents the junction of the Dongping Lake and the Yellow River

1990年至2013年期间郑州—济南段不同段落河道K值的时间变化特征见直方图(图3a—c)，1990年影像所获K值表现出整体偏低的特点。空间上，不同期次影像获取的K值在上段变化最复杂，中段变化趋小，下段相对稳定。其中上段(图3a)异常值主要集中在B5、B7附近，B6维持相对低值，2013年在B2出现较高异常K值(>1.5)。中段(图3b)第1处异常不同年份在B10与B11之摆动；第2处异常在B16和B17之间摆动；第3处异常峰值虽小，但位置(B19)相对稳定。下段(图3c)第1处异常高值以B23为中心，不同时期表现出多峰的复杂组合，异常值也存在明显差异，均值为1.60。2005年B23位置维持低值，但在B22、B24位置出现异常高值双峰。第2处异常值位于B27处，位置相对稳定。

图3 黄河郑州—济南段河流弯曲度变化Fig.3 Characteristics of sinuosity the Zhengzhou—Jinan segment,Yellow River(a)—(c)为B方案各段K值随时间变化，其中y轴坐标1～6分别代表1990～2013年间的6个时期，即1990年,1994年,2000年,2005年,2009年和2013年(a),(b)and (c)are 2-D histograms of sinuosity of scheme B,in which numbers 1～6 of Y-axis represent different date,i.e.1990,1994,1999,2005,2009,and 2013

3.3 河道侧向迁移特征

河道侧向迁移可以通过相邻两期影像上河流水域重叠率来量化(图4)。黄河郑州—济南段5个时段河道重叠率Sr值整体上顺流增大。其中上段Sr值变幅较大，数值偏低；均值曲线显示B4和B7存在低值。中、下段在重叠率整体较高的背景下，也叠加了个别低值段，如B13、B15和B22，反映河道在局部段落侧向迁移特征明显。在B25和B28也存在小幅度的降低。

图4 黄河郑州—济南段5个时段河道重叠率沿程变化Fig.4 Changes of river overlap rate along the Zhengzhou—Jinan segment，Yellow River,in 5 periods曲线1～5分别代表5个时段的重叠率的变化；6为5个时段重叠率的均值；7为除1990～1994时段(因1990年影像水域面积较其他各期差异较大)外其余4个时段重叠率的均值Lines 1～5 respectively represent the change of overlap rate in 5 periods;line 6 is the mean value of the overlap rate in the 5 periods;line 7 is the mean value of the overlap rate in the remaining 4 periods except the 1990～1994 period (due to quite different water area of the image in 1990 from that in other periods)

4 河型变化成因分析

4.1 整体变化特征

宏观上看，水沙条件、河谷坡度、河床砂组成等均对河型变化有强烈影响(表2)(Rhoads,2020)。微观上看，河型变化其实是河床冲淤变形的结果，影响冲淤情况的直接因素就是单位面积水流功率ω，与齐岸流量Qbk、河床坡降S和齐岸宽度Wbk密切相关：

表2 稳定直线河及曲流河和辫状河的环境条件Table 2 Environmental conditions for stable straight,meandering and braided rivers

其中ρ为水流比重，g为重力加速度。冲积河流对河床坡降变化的响应有两种表现，一种是直线河、曲流河、辫状河和分汊河等不同河型之间的转化，另一种常见的表现是同一河型内某种特征量化指标值的差别，如曲流河弯曲度、辫状河辫状指数等。无论河型转化还是形态参数的变化，本质上取决于ω值及其与流能阈值(ωth)的相对大小。其中容易识别的是辫状河与曲流河之间的转化，当ω>ωth(ωth为河型转换时ω的阈值，其值通常为30～50 W /m2)时，河段趋于辫状河；当ω<ωth时，河段趋于曲流河。

图5显示基于实验数据确立的河型及其弯曲度与河床坡降和流能变化的关系。曲流河弯曲度大体上表现为随着坡降和流能的增加而增加(b→c区间)，但在向辫状河转化的过渡区(c→d)内，弯曲度与坡降和流能的变化趋势相反。黄河郑州—济南段从上到下全程发育边滩，显示其泥砂搬运具有混合负载的特点。但上段沙洲较多，郑州附近河道具有辫状河的特征；中、下段即便是枯水期河道也较少心滩发育，大体展示弯曲度不同的曲流河特征。这些特点构成了进一步解释黄河郑州—济南段局部异常河型特征的基础。

图5 河型与河床坡降、弯曲度、携砂量的关系(据Schumm et al.,2000)Fig.5 The relationship between river type and slope,sinuosity,and sediment-carrying capacity(from Schumm et al.,2000)

4.2 局部河型变化与隐伏构造的关系

黄河郑州—济南段被限制在防洪堤内，除了下游运河经过地段存在少量的水沙交换外，没有支流汇入，大体可以认为，整个河段在空间上具有一致的水沙补给条件。因此，黄河郑州—济南段河型特征的局部变化在空间上主要与河床坡降的局部变化有关，隐伏断层活动引起的地表形变是潜在的控制因素之一。

研究区所在构造部位属于渤海湾盆地的西南隅，第四纪沉积盖层之下断层较多，这些断层控制区域次级断陷或凹陷的边界和新生界沉积。自郑州至济南，穿黄的断层主要有北西向的新乡—商丘断裂(F8)、北东向的黄河断裂(F2)和聊城—兰考断裂(F3)、近南北向的曹县断裂(F5)和巨野断裂(F6)；临黄断层主要有北东东向郑州—开封断裂(F7)、长垣断裂(F1)和小宋—解元集断裂(F4)，北西向东明—成武断裂(F9)和近东西向的菏泽断裂(F10)和郓城断裂(F11)等(表3)。根据河型特征与河流坡降之间的响应模式(图5)，下文从河流中心线弯曲度和河道重叠率两种参数探讨研究河段河型变化与隐伏断层活动的关系。

表3 主要穿黄、临黄断层特征Table 3 Features of major faults that crosses or are close to the Yellow River

4.2.1 河流弯曲度

对比黄河郑州—济南段河道弯曲度(K值)局部异常高值与穿黄断层和临黄断层的平面展布(图2、图3)，可以看出6期河道弯曲度的均值曲线绝大多数异常高值与隐伏断层(图2中竖线 F，空间位置及编号见图1)在空间上存在显著的对应关系。在上段(B1～B8)，穿黄断层F8(新乡—商丘断裂)为济源-开封凹陷北界，地质资料指示其穿黄处上游下降下游上升。这种构造格局下预计F8上游侧坡降小于下游侧，会导致正常曲流在下游侧增加弯曲度，与图2b反映B7异常段吻合。另外，根据前人资料，该处恰好位于东坝头地质险段(王学潮等,2001)。而北东东向临黄断层F7(郑州—开封断裂)断裂带上多条土壤气汞测量剖面(石建省等,2007)也显示该断层至今仍在活动。F7毗邻的黄河两岸现代形变资料显示断层南侧上升速率较北侧高(北侧原阳—封丘一线4 mm/a，南侧中牟—开封一线6～7 mm/a)❷。断层两盘差异升降完全有可能在其东端与黄河接近斜切处导致河道上缓下陡，这可能是B5河段K值偏高的潜在原因。该段河型异常反映的构造活动信息与区域大地测量和物化探资料是吻合的。

在中段(B9～B20)两次穿越黄河的F2(黄河断裂)为正断层，大体沿现今黄河展布于阳谷观城、濮阳文留至长垣恼里以西一线(石建省等,2007)。图2b显示黄河首次跨过F2处(B10～B12)K值急剧增加，第二次穿跨F2(B14)前回落至背景值。这种配置表明上游穿黄处河流坡降加大，而下游穿黄处河流坡降减小；可以解释为F2继承性活动导致地表形变的结果。现有物探、钻探及化探资料也显示黄河断裂至今仍在活动。F3(聊城—兰考断裂)在约20 km的范围内穿黄3次，地质资料显示F3与黄河断裂相似，为隐伏正断层，北西盘下降。黄河穿越F3的河段(B16,17)K值较高，显示坡降变陡。现代形变资料(马国彦等,1997)证实了这一形变趋势(图6)。另外土壤化探气氡和气汞资料(石建省等,2007)也显示F3在朝城东南出现异常。值得注意的是，尽管各方面资料均表明断层F3至今仍在活动，但与地质资料所显示东升西降不同，河型异常与短期形变资料均反映出F3断裂现今运动以东降西升为主。这种短时间尺度的形变场异常，可能与断层短期习性的不稳定性有关，也可能与强震(F3被认为是菏泽1937年7级地震和1983年5.9级地震的发震断裂)后的地壳短期回弹有关。

图6 黄河下游右岸东明—菏泽一线垂直形变特征(马国彦等,1997)Fig.6 Vertical deformation characteristics of the right bank of the Lower Yellow River from Dongming to Heze(Ma Guoyan et al.,1997#)

下段(B21～B30)穿黄断裂F5(曹县断裂)和F6(巨野断裂)组成地堑，控制古近系沉积(石建省等,2007)。其继承性活动将表现为黄河与F5交切处河段坡降增加，K值升高；与F6交切处河段坡降降低，K值降低；与图2平均K值曲线显示的F5和F6附近河段(B21～25)表现吻合。另外，该异常段图2c上明显分裂为两个异常(A29、A31和C18和C20)。这可能意味着曹县、巨野断裂引起的地表形变至今仍对黄河具有持续、明显的影响；结合前人关于F5与郓城1675年5级地震有关、F6与巨野1622年6级地震有关的认识(石建省等,2007)，可以认为曹县、巨野断裂现今仍具有中等强度的地震活动性。

4.2.2 河道迁移

相邻期次河道重叠率(图4)反映的河道不稳定性整体上沿流向逐渐减小(Sr增加)，这种变化趋势也可以从平面影像上心滩和边滩的发育程度直观反映出来。在更小尺度上，从河道重叠率均值异常点位与断层位置(图4中标记为竖线 F，空间位置及编号见图1)关系看，发现跨断层河段通常并非最不稳定的河段。从郑州到济南段，不稳定河段(Sr低值)最典型的是B15，介于黄河断裂与聊城—兰考断裂之间，接近聊城—兰考断裂穿越黄河位置；另外几处河道重叠率相对于上下游较小的段落也存在类似的空间配置关系，如B4和B7位于新乡—商丘断裂的上下游，B22位于曹县断裂的上游。结合前文关于K值与断层关系的分析，这些段落的共同特点是位于坡降增加河段的下游(接受上游河段侵蚀引起的泥沙加积)，或坡降降低河段的上游(携砂水流动力减弱导致加积)，或二者兼而有之。理论上，这些部位有利于加积作用的进行，后者持续作用必然导致水流分离、浅滩发育和河道的侧向迁移。重叠率反映的河道迁移特征和不稳定性，与K值分析所获得的地表形变特征从构造活动角度来理解是相通的。

4.3 影响河型变化的其他因素

研究河段河型变化除受构造运动等内动力作用影响外，由水库建设或运河运维引起的沙水条件变化(钱宁等,1965;张为,2006)，松散地层差异压实或地下水超采引起的不均匀沉降等都可能具有潜在的贡献，下面结合研究河段的具体情况进一步讨论。

4.3.1 小浪底水库

上游水库的修建对下游水沙过程的影响主要表现为洪峰流量减少，枯水期流量增大，汛期水量占比减小，年内径流量变幅减小，接近恒定流状态的流量持续时间延长；下泄沙量减少，下游河道的含沙量将会显著减小，泥沙组成变细(张为,2006;潘贤娣等,2006)。坝下河流形态变化和沉积特征代表对水流和泥沙变化格局的调整。水系的特征完全适应并达到新的稳定平衡态所需的调整的间，从几十年到几百年不等。具体的时间尺度取决于大坝干扰河流水文和泥沙体系的程度，以及坝下河流过程响应新的水沙条件并将水系转为稳定状态的能力。小浪底水库位于研究河段上游，主体工程1994年9月开始施工，1997年10月截留，1999年10月正式下闸蓄水运行，至2013年仍处于以蓄水拦沙为主的初期运用阶段。水库库容约126×108m3，年径流量约580×108m3，蓄水量/年径流量比值0.22(高于三峡大坝)。吴保生等(2003)认为冲积河流经水库调节后，入下游河道的来沙量减小，可能使河流由辫状河道向弯曲型转换(许炯心,2012)。陈绪坚等(2013)、王英珍等(2019)发现小浪底水库运用后，黄河下游各段的主河槽弯曲系数增大。

自2000年小浪底水库正式投入使用，下游来沙系数显著减小，小流量的清水冲刷河岸，冲淤类型由2000年之前的淤积为主转为以冲刷为主(图7a)。汛期水量占比逐年减小，水库削减汛期洪峰流量现象明显(图7b)。1990年至2013年期间的影像数据显示小浪底施工后的河流边滩和心滩总体呈现逐渐减少的趋势。这种局面可能与黄河拦沙引起的河流负载变化有关。小浪底水库建成后，每年6～7月份调水调沙调整库容形成的高含沙水流规模不定，持续时间短，频次低，因而坝下地貌、沉积过程很难形成平衡态的地貌与沉积特征。这可能是不同时期弯曲度和时段叠置率存在明显波动的根本原因。所幸本文关注的河型异常缘于局部的地表形变，通过多期次河道形态参数均值获取局部异常，可望消除不定期高含沙水流带来的随机性影响。

图7 小浪底水库运行前后花园口水文站来沙系数变化与汛期水量占比(水利部黄河水利委员会,1990～2004;中华人民共和国水利部,2002～2014和文献 ❸Fig.7 Variation of incoming sediment coefficient and proportion of the water volume in the flood season during 1990～2013,at Huayuankou hydrologic station(Yellow River Conservancy Commission of the Ministry of Water Resources.1990～2014#;Ministry of Water Resources of the People's Republic of China.2002～2014# and the data ❸

4.3.2 东平湖水库与京杭运河

东平湖水库地处研究河段的下段，位于山东省东平县境内黄河右岸，南连京杭大运河，北由小清河与黄河相接，是黄河和大汶河的重要蓄滞洪区，也是南水北调东线工程调蓄水库，兼具泄洪和调蓄双重作用。在6～9月黄河下游流域进入汛期，湖区通过调节河流径流量削减洪峰，保证艾山站水量不超过10000 m3/s。南水北调东线工程通水后的调水期为10月至次年5月，在此期间东平湖作为调蓄水库起到调水中转的作用。调水期正值黄河非汛期，主要水源来自大汶河及南水北调工程，当水位高于42.5m(非汛期最高水位)时，水库蓄水由小清河进入黄河，补充非汛期下游径流量。

东平湖(图1，东平县西)及运河相关工程的运行导致黄河相邻连通段落(图2和图4中标记为竖线 L)水位的持续波动。类似于河口地区的潮汐作用。这种长期稳定存在的水位波动,必然在黄河与东平湖水库(B28)连通的相邻河段形成一个类似于TIFZ(潮汐影响的河流作用区)的区域(Keevil et al.,2015)，具有与正常河流不同的水动力条件和地貌过程，河型特征表现为“直流河—曲流河—直流河”组合。黄河在与东平湖及运河连通处附近出现的弯曲度高值河段(A35～A37、B27～28或C23)，可以通过这种机制得到合理的解释。

地层压实沉降主要受松散沉积物压实过程中引起的体积变化控制，它所引起的坡降变化主要位于沉积相变或厚度变异的部位。地下水超采引起的地面沉降在华北地区比较普遍，它所引起的坡降变化主要位于地下水漏斗周围也即大中型中心城市外围。本文获取的河型异常分布位置，与区域沉积中心或主要城市分布之间并无显著的空间关联。仅开封附近沉降区与上段B5、B7异常接近，但这些地区均有指示断层活动的物探资料存在；而在沉降速率最大的郑州附近并未出现相应的河型异常，济南附近则表现为整体隆升的趋势。因此就研究河段而言，河型异常与地下水超采沉降之间缺乏明确对应关系。另外，从空间尺度上，河型异常规模远远小于第四纪沉积中心或城市地下水超采区的规模。因此，利用压实沉降或地下水超采沉降来解释研究区河型异常是困难的。

沿岸堤防工程也是河型变化的潜在因素。不连续分布的河岸加固工程，从侧面改变了局部河岸的抗蚀性，也对河型特征造成了一定程度的影响，并可能形成持续性存在的河型参数异常。如图2b在B19处表现出来的低值异常，可能与杨集乡(河南濮阳市范县)附近黄河左岸的加固有关。

5 结论

借助3S技术识别河型异常，可为活动断层的空间展布和性质提供定性和定量依据。较之传统的活断层探测方法，通过河型异常识别潜在的活动构造引起的地表形变，具有覆盖面广，信息易于获取等优势。本文基于多期遥感影像对黄河郑州—济南段河道平面形态的研究，主要获得以下认识：

(1)不同时期河道平面特征存在很大差异，主要与上游小浪底水利枢纽工程的调沙调水行为有关。但相关河型指标多期均值仍能较好地反映局部地表形变引起的河型异常，可以用于隐伏构造活动性和河段稳定性的分析评价。

(2)郑州—济南段黄河中心线不同段落弯曲度均值(6期)沿程变化较大；异常高值大多与穿黄或临黄断层在空间分布上具有很好地一致性，可以通过隐伏断层活动引起的地表形变得到合理解释；此外，运河水位调节也对相邻连通河段河流弯曲度有重要影响。

(3)不同段落在多个时段的重叠率均值，整体上表现为从上游向下游逐渐增加，反映河道趋于稳定、河流形态从上游大宽深比、局部辫状化的曲流向下游小宽深比曲流演变的趋势。在更小尺度上，河道重叠率异常低值反映局部加积环境(河道不稳定)，可以利用从弯曲度分析获得的隐伏构造活动及其地表形变趋势得到合理解释。

(4)河型特征异常表达的地表形变特征指示黄河郑州—济南段穿黄、临黄断层(新乡—商丘断裂、黄河断裂、聊城—兰考断裂、曹县断裂、巨野断裂及郑州—开封断裂)现今仍具活动性。

致谢:评审专家和编辑审阅文稿并提出了详细的修改意见，作者谨致深切谢意。

注 释/Notes

❶ 指地层明显被断层断错的最年轻地层位置.

❷ 中国地震局第五代地震区划图资料.

❸ 1986～1990年间、1991～1994年间水沙数据来源于国家科技基础条件平台—国家地球系统科学数据中心——地理资源分中心(http://gre.geodata.cn).