秦岭北麓渭河中上游流域构造地貌分析
2022-04-26李慧慧刘志恒
韩 玲,李慧慧,刘志恒
(1.长安大学地质工程与测绘学院,陕西 西安 710064;2.陕西省土地整治重点实验室,陕西 西安 710064)
地貌是在地壳运动与地表相互作用下形成的[1-3],记录了不同尺度下构造、流域侵蚀和气候变化的过程及信息。现有的测量设备无法反映其长期的地表构造过程,无法定量地给出地貌构造演化的证据,因此,反映长时间尺度下地貌参数对研究区域地貌演化过程尤为重要。近年来,用于构造地貌参数反演构造的参数有面积-高程积分(HI,hypsometric integral)、Hack剖面、集水盆地不对称性等[4-6]。其中面积-高程积分是Strahler于1952年基于地貌侵蚀循环理论提出的,以曲线或曲线积分值指示原始地表受构造运动和地表河流剥蚀后的土地体积残存率,定量描述流域地貌的发育阶段和演化过程[7]。Strahler认为面积-高程曲线(HC,hypsometric curve)的凹形、S形及凸形3种形态分别表示地貌演化的老年期、壮年期和幼年期(分别对应HI值为:HI<0.35、0.35
渭河流经甘肃省东南部和陕西省中部,是黄河最大的支流,发源于甘肃省渭源县鸟鼠山。该区地貌记录了秦岭北麓受区域构造运动影响而差异性隆升的重要信息及其流域地表过程,是认识该区构造变形特征及地貌演化过程的重要纽带之一。因此,以ALOS-PALSAR的DEM数据为数据源,选择合适的集流阈值进行分析,提取区域主要水系,划分流域盆地及次集水盆地,并计算各次集水盆地的HI值。研究秦岭北麓渭河支流集流阈值与HI之间的关系,探讨其空间分异特征,并探究其构造意义与地貌演化。
1 区域地质概况
研究区域位于渭河中上游南岸,该地区发育有清姜河(R1)、清水河(R2)、马尾河(R3)、藩溪河(R4)、伐鱼河(R5)、石头河(R6)等主要河流[12](见图1)。这些河流均为秦岭北麓山前水系,长时间侵蚀秦岭北麓地区,大量基岩被剥蚀而出露地表,为分析研究区地貌及构造运动提供了重要的基础[13]。秦岭山地以早古生代二长花岗岩、角闪石英二长岩、正长花岗岩为主[14-15]。代表岩体有老君山岩体(ηoT3L)和宝鸡岩体(ηγT2B)等。秦岭是亚热带季风气候与温带季风气候的分界线,东亚季风气流在秦岭山脉形成“地形雨”,加快地表侵蚀过程。综合研究区流域地质演化、宏观气候尺度以及流域基底地层等特征,可以发现研究区地貌主要受气候、岩性及构造抬升影响[16]。在多因素的相互作用下,构成秦岭北麓现今复杂多样的地貌特征。
图1 研究区地形地貌Fig.1 Topographic and geomorphological map of the study areas
2 数据源和方法
2.1 数据源
研究采用NASA网站(https://vertex.daac.asf.alaska.edu/)免费提供的ALOS-PALSAR精度为12.5 m的DEM数据。该数据是由日本的ALOS对地观测卫星搭载合成孔径雷达传感器(PALSAR)干涉生成。以ArcPy水文分析盆域分析(Hydrology)模块划分同一水系流域盆地,选择不同的集流阈值提取次集水盆地,并分析计算HI。
2.2 面积-高程积分(HI)
面积-高程积分值是将研究区的高程差H无限等间距细分,形成无数个等间距的等高线,并计算每一等高线的实际高程(h)和该等高线包围区域以上的面积(a),然后以流域内划分的不同等高线包围区域的面积(a)与流域总面积(A)的比例为横轴(a/A),以等高线与流域高差的比例作为纵轴(h/H)[17-18],利用可视化Matplotlib库Python编程实现绘制拟合HC积分曲线(见图2)。HI值计算公式为
图2 面积-高程积分示意图Fig.2 Schematic diagram of hypsometric integral
(1)
其中:xi为大于第i等高线的面积百分比;yi为第i等高线相对高差百分比。
3 集流阈值的确定
研究中使用ArcPy站点包,根据不同集流阈值划分次集水盆地。集流阈值越大,次集水盆地面积越大。把集流阈值按照等差数列划分成75组,依次计算每组次集水盆地平均HI值、面积和高差(见表1),并做回归分析。结果显示不同集流阈值下的次集水盆地平均面积、高差和平均HI值都呈现负相关关系,其相关系数均在0.93以上(见图3)。由此可知,按不同的集流域值划分流域次集水盆地时,次集水盆地平均HI值会随着平均面积和平均高差的减小而升高。
表1 不同栅格阈值划分出的次集水盆地平均高差、平均面积和平均HI值
续表1
图3 次集水盆地平均HI值与平均面积、平均高差及集流阈值的回归分析Fig.3 Regression analysis on mean HI value and average area,average elevation difference,and the accumulation threshold
Xue等[19]在研究面积-高程积分对区域地貌特征的指示意义时发现,不同的研究区应选择不同的集流阈值划分次集水盆地分析HI值对构造的响应。在75组不同的集流阈值划分中,按照集流阈值在1 600～10 800之间划分,得到次集水盆地的平均面积高程积分值急剧下降;在10 800～22 000之间的次集水盆地,得到的次集水盆地平均面积高程积分值下降速率平缓;在22 000～31 600之间的次集水盆地,得到的平均面积高程值基本不再下降,趋于平缓。为得到最优集流阈值分析面积-高程积分值对研究区构造的响应,在HI值急剧下降的[1 600,10 800)区间内选择3组数据,集流阈值分别选择1 600、6 000和9 200;在HI值下降速率平缓的[10 800,22 000)区间内选择3组,分别是10 800、16 400、20 000;在HI值趋于平缓的[22 000,31 600)区间内选择3组,分别是22 400、26 800、31 200,共9组数据讨论。根据划分的9个集流阈值计算次集水盆地HI值,分布结果如图4所示。得到的HI值赋颜色对比显示,幼年期为0～0.2和0.2～0.35,壮年期为0.35～0.5和0.5～0.6,老年期HI值>0.6。
结果显示:①地质年代越早,HI值越高。靠近秦岭北麓新元古代、早生古代、三叠纪、奥陶纪和中元古代地层对应的HI值比靠近渭河的第四系黄土地层分布的HI值高。河流出水口平原区域出现HI高值区。②当集流阈值选择1 600～10 800时,得到的次集水盆地面积较小,数量较多,对应次集水盆地的HI平均值变化较快,由图4和表1可知,在小范围内只有岩性变化的情况下,集流阈值每增加400,其内的岩性在不断改变,HI值与岩性有较好的对应(见图4)。③当集流阈值选择10 800～22 000时,HI值下降速率平缓(见图3),次集水盆地跨越多个岩性空间分布区域,集流阈值每增加400,能跨越不同岩性分布,不足以跨越多个构造带。岩性在小范围的变化不影响较大范围HI值,构造因素的影响则凸现出来(见图4)。④当集流阈值选择超过22 000时,栅格数量已经跨越多个构造带,每增加一定数量的集流阈值,HI值几乎不变,这时HI指示更大空间尺度的构造活动。⑤HI值从山地至平原逐渐降低形成3个值域梯度(山地最高,丘陵、平原次之),在交界线上变化明显,与断裂带基本吻合,HI值可间接推测断裂带的存在。由以上分析可得,HI值对岩性、构造的指示意义应选择集流阈值区间分别为[1 600,10 800)、[10 800,22 000)。
图4 不同集流阈值下次集水盆地的面积-高程积分Fig.4 Hypsometric integral of sub-basins based on different accumulation threshold
4 结果分析
由Strahler提出的HI值,描述流域原始地形在构造抬升与流域侵蚀的共同作用下的地貌演化程度,所以HI值空间分布的差异能直接反应区域构造运动隆升和地表过程。在小尺度空间上地表过程受岩性的影响很大,抗侵蚀能力越强抵抗原始地形变形的能力越强。因此根据HI值的差异,在不同的尺度空间可间接推测区域断裂构造活动强度和岩性的空间差异。
4.1 岩性的响应
岩性的差异代表了不同地区流域的抗侵蚀性的不同,HI值越大对应小尺度空间上岩性抗侵蚀能力越强。根据岩性跨越的空间尺度,HI值可反应区域地表过程的强度差异。为研究面积高程值所反映的岩性的变化,选择集流阈值为3 200划分的次集水盆地及HI值,将研究区域划分成Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ(见图5(a))。同时为排除构造活动的影响,主要从同一构造带内及构造活动变化不大的流域探讨HI值对岩性变化的响应。Ⅰ区中建筑物比较密集,在考虑岩性的指示意义时,HI影响因素较多不予考虑;Ⅱ、Ⅵ区中断裂线划分岩性的空间分布,即HI值的大小为岩性和构造共同作用的结果。
秦岭北麓断裂过Ⅲ、Ⅳ区,排除了不同构造活动的影响。Ⅲ区HI值主要分布在0.4～0.6之间,Ⅳ区HI值在0.2～0.5之间,根据HI值可以得出抗侵蚀能力为:Ⅲ区>Ⅳ区。而Ⅲ区主要含有ηοT3L(老君山岩体)粗粒环斑角闪石英二长岩(见图5(b)),岩体石英质量分数小于5%[20],Ⅳ区主要含有宝鸡岩体(ηγT2B)浅肉红色粗粒斑状二长花岗岩,石英含量和硬度比老君山岩体大(见图5(c)),实际抗侵蚀能力为:Ⅲ区<Ⅳ区。根据这2种相反的结果判定,Ⅲ区与Ⅳ区HI值差异并非岩性所致,可能是构造抬升幅度,很可能存在NNE向的断裂,并造成其东、西两侧抬升幅度差异及HI值差异,即该区域构造抬升强度大于地表侵蚀强度。
图5 HI值分布图(集流阈值3 200)及Ⅲ、Ⅳ区岩性分布Fig.5 Distribution of HI value (accumulation threshold 3 200) and lithology distribution map of Ⅲ Ⅳ region
4.2 构造的响应
研究区的主干河流的HI值及相关参数如表2所列。由表2可见,R1和R4的HI值大于0.6,HC为凸型,处于幼年期发育阶段;R2、R3、R5、R6的HI值介于0.35～0.6之间,HC为S型,处于壮年发育阶段(见图6)。
表2 研究区域内6条河流参数
为分析HI值对构造的响应,选择集流阈值为16 800,HI值在不同岩性地区值大致相等,即在排除岩性影响的前提条件下,判断区域构造作用形成的HI值的空间分布(见图7)。总体上,HI值依山地丘陵平原划分为3个值域梯度,其空间差异交界处与断层基本吻合,并沿HI值剖面线SW向SE方向减小,与F1、F2和F3断裂带的走向基本平行;山地与丘陵受地形雨侵蚀大致相等,山地HI值分布总体大于丘陵地区,说明山地较丘陵区域抬升幅度大,秦岭北麓渭河中上游流域的断裂活动基本上沿剖面线SW至SE方向减弱。
研究区的HI值呈明显的条带状分布,二里关村-宝盖寺断裂带(F1)以南HI值整体介于0.5～0.68,处于HI高值区,说明F1具有较强的构造活动强度,构造抬升作用使该区域F1断裂带形成较高HI值。宝盖寺西侧形成一个HI低值区,这是由于该区域处于F1断层结束位置,相对F1断层侧沉降较大,受构造影响较小;在F1断层中间两断层交叉区域,HI值较高,总体表现为交叉区域从SW至NE递减及至右侧急剧下降,这可能由于该区域在两断裂带同时作用下活动性较强,在急剧降低后又逐渐升高,但总体HI值小于F1断裂交叉区,且HI值自剖面线SW至NE逐渐减小(见图7)。营头镇周围断裂(F5)较为密集,HI值整体处于0.3～0.45,但HI值的空间分布并没有明显区分各个断裂,而是在所有断裂带的之间区域出现高值区域,说明该区域在周围及其内部断裂活动构造相对较弱。
图6 研究区域内6条河流的面积-高程曲线Fig.6 Hypsometric curve of the six rivers in the study area
图7 HI值分布图和剖面图(集流阈值16 800)Fig.7 Distribution and profile of HI value (accumulation threshold 16 800)
秦岭北麓断裂带(F2),总体走向近EW断面向北倾斜,地表处倾角一般为60°～70°[21-22],其倾角向深处逐渐变缓,即可能反应该断裂为一铲式正断层。断裂带内地热异常,地表温泉出露,高温使地壳由脆性变形转为韧性变形,所以该断裂带具有较强的活动性。秦岭地区的新构造运动是继承喜马拉雅运动阶段的块断运动[23]。因此,认为在秦岭北麓断裂带(F2)南侧HI值较北侧高,是由于秦岭北麓断裂具有较强活动性。沿庙沟村-杨家山村-营头镇秦岭北麓断层北侧与F3断层南侧主要为丘陵区域,极少平原区域,断裂活动相对减弱,整体位于秦岭山脉前,受地形雨侵蚀与山地大致相等,受雨水剥蚀量大于断裂活动抬升量,从而HI值呈低值。
F3断层北侧为平原区,地势较为平缓,受雨水侵蚀很少,HI值整体较低,部分出现高值异常,这是由于河流已由侵蚀作用转向以沉积作用为主。HI值是对三维地体的描述,反映地表被侵蚀后的三维体积残余率和地貌的发育程度。因此,河流在平原区的沉积作用有助于HI值提高。眉县西侧大片区域的HI值较高,该区域位于石头河冲积扇之上,可能是冲积物的补充及区域F3隐伏断裂共同作用的结果,从而形成较高的HI值。
5 结论
基于对渭河中上游秦岭北麓区域的面积-高程分析,岩性、构造对HI值的响应选择的集流阈值范围分别为[1 600,10 800)和[10 800,22 000)。岩性对HI值的影响较小,而构造对大空间尺度上HI值的影响较大。秦岭北麓渭河中上游区,HI值总体上从SE向NE递减,表明区域活动从SE向NE减弱;HI值指示Ⅲ、Ⅳ区的岩性抗侵蚀能力与实际岩性抗侵蚀能力不一致,分析表明在Ⅲ、Ⅳ区内可能存在NNE向的断裂。北侧平原区出现部分HI高值区域,除区域断裂带构造的影响外,河流的冲积剥蚀转为沉积作用,也可能形成较高的HI值。该研究成果为区域地貌演化及岩性-构造-地貌系统分析提供了必要的理论依据,对区域板块运动及构造地貌格架有重要的研究意义。
