引用本文
徐伟, 刘志成, 袁兆德, 高战武, 杨源源. 华山山前河流地貌参数及其构造意义[J]. 地震地质, 2017,39(6): 1316-1335.
XU Wei, LIU Zhi-cheng, YUAN Zhao-de, GAO Zhan-wu, YANG Yuan-yuan. RIVER GEOMORPHIC PARAMETERS OF THE HUASHAN IEDMONT AND THEIR TECTONIC IMPLICATIONS[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(6): 1316-1335.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.06.015
Permissions
Copyright©2017, 《地震地质》编辑部
《地震地质》编辑部 所有
华山山前河流地貌参数及其构造意义
徐伟1, 刘志成1, 袁兆德1, 高战武1,*, 杨源源2
1 中国地震灾害防御中心, 北京 100029
2 安徽省地震局, 合肥 230031
*通讯作者: 高战武, 高级工程师, E-mail: 515214334@qq.com。

〔作者简介〕 徐伟, 男, 1986年生, 2011年毕业于中国地震局地壳应力研究所, 获硕士学位, 现主要从事活动构造、 构造地貌、 第四纪地貌研究, 电话: 13426220213, E-mail: xwazhy@163.com。

收稿日期: 2017-01-05
基金项目: 中国地震局地震科技星火计划项目(XH15053Y)与中国重点监视防御区活动断层地震危险性评价项目: 华山山前断裂地质填图(14406033402)共同资助
摘要

基于数字高程模型(DEM)空间分析技术, 系统提取了华山山前河流相关地貌参数, 包括河流坡降指标 SL、 河流水力侵蚀模型标准化陡峭指数 ksn、 流域盆地面积高程积分 HI、 谷底宽度与谷肩高度之比 Vf、 山前曲折度 Smf等。研究表明, 各参数指标大致以华县及华阴为界, 空间上差异分布, 表现为华县—华阴段河段 SL在断裂附近出现极高值, 河流 SL均值、 ksn 均值、 HI值、 Vf值以及 Smf值集中在500~700、 120~140、 0.5~0.6、 0~0.1及1.0~1.1之间; 蓝田—华县段及华阴—灵宝段的指标分布特征大致相同, 上述指标值集中在300~500、 100~120、 0.4~0.5、 0.2~0.6及1.2~1.5之间。综合分析发现, 构造活动是造成上述指标差异的主要因素, 对各指标进行构造活动等级划分, 计算出华山山前相对构造活动强度( Iat), 结果显示在华县—华阴段 Iat值集中在1~1.5之间, 其他部位集中在1.5~3之间; 表明华山山前华县—华阴段构造活动最强, 其他部位活动相对较弱。华山山前构造活动主要受控于华山山前断裂。 野外地质调查表明, 华山山前断裂在华县—华阴段活动最强, 全新世以来仍发生过多次活动; 在蓝田—华县段及华阴—灵宝段断裂仅在晚更新世有过活动, 未见全新世活动迹象, 活动性整体偏弱。利用河流地貌参数获取的华山山前构造活动强弱与野外地质调查得出的结论一致, 表明以河流地貌参数作为构造活动的研究对象, 能有效地反映区域的差异构造运动。

关键词: 华山山前; 河流地貌参数; 构造指示
中图分类号:P546 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2017)06-1316-20
RIVER GEOMORPHIC PARAMETERS OF THE HUASHAN IEDMONT AND THEIR TECTONIC IMPLICATIONS
XU Wei1, LIU Zhi-cheng1, YUAN Zhao-de1, GAO Zhan-wu1, YANG Yuan-yuan2
1)China Earthquake Disaster Prevention Center, Beijing 100029, China
2)Anhui Earthquake Administration, Hefei 230031, China
Abstract

Based on DEM data and ArcGIS software, we extract the geomorphic parameters of drainage basins and rivers that flow through the Huashan piedmont, which include stream length-gradient index( SL), stream-power incision model normalized channel steepness index( ksn), hypsometric integral( HI), valley floor width to valley height ratio( Vf)and mountain front sinuosity( Smf). Study shows that all parameter indexes have obviously different distributions roughly bounded by Huaxian and Huayin. In the Huaxian to Huayin section, the stream length-gradient index has extremely high abnormal values near the fault, the values of river mean SL, mean ksn, HI, Vf and Smf are concentrated in 500~700, 120~140, 0.5~0.6, 0~0.1 and 1.0~1.1, respectively. Between Lantian and Huaxian and between Huayin and Lingbao, the parameter indexes distributional characteristics are largely the same, with the values in 300~500, 100~120, 0.4~0.5, 0.2~0.6 and 1.2~1.5, respectively. Comprehensive analysis suggests that tectonic activity is the primary factor responsible for these differences. We divide each geomorphic parameter into three classes(strong, medium, and low)and calculate the relative active tectonics( Iat)of the Huashan piedmont. The results show that the Iat values in Huaxian to Huayin section are in 1.0~1.5, those at other places are in 1.5~3.0, indicating that the tectonic activity from Huaxian to Huayin is most intense, while that of other places are relatively weak. Field geological investigations show that the Huashan piedmont fault can be divided into Lantian to Huaxian section, Huaxian to Huayin section and Huayin to Lingbao section. In Huaxian to Huayin section the fault has been active several times since Holocene indicative of strongest activity, while in Lantian to Huaxian section and Huayin to Lingbao section the fault was active only in the late Pleistocene and its activity was weaker as a whole. Tectonic activity of the Huashan piedmont derived from river geomorphic parameters is consistent with field geological investigations, indicating that geomorphic parameters of rivers can be used to characterize activity of faults on a regional scale.

Keyword: Huashan piedmont; river geomorphic parameter; tectonic activity
0 引言

构造地貌是构造运动与外地质营力相互作用的产物, 是反映构造运动最为直观的信息载体; 研究构造地貌已成为研究构造运动最为直观、 有效的方法(何祥丽等, 2014)。数字高程模型(DEM)是对地球表面地形地貌的数字化表达和模拟, 基于DEM的地形地貌分析实质就是对地形进行数字计算的过程。目前DEM理论和相关理论的分析技术已经得到地学工作者的广泛关注, 国际上已将其作为一种常规的构造地貌研究手段(张会平等, 2006; 陈麒光等, 2006)。河流地貌是构造地貌研究中十分重要的地貌标志; 并且由于河流对构造活动的响应十分敏感, 随着DEM精度的提高及地理信息系统(GIS)分析技术的改进, 河流地貌在构造地貌中的应用日益重要(常直杨等, 2015)。利用河流地貌参数进行构造活动等级评估已经取得了良好的研究成果, 不少研究者通过多种地貌参数来综合探讨研究区的构造活动, 并根据多种参数所反映的构造活动相对强弱特征对研究区进行不同构造区域的定量划分。Hamdouni等(2008)利用GIS技术提取了西班牙南部内华达山脉地区的6种地貌参数, 并对其进行分类, 提出了评估整体地区构造活动强度的新方法; Alipoor等(2011)提取了伊朗西南部5种地貌参数值, 并利用层次分析法对Hamdouni提出的构造强度评估方法进行了改进; Bagha等(2014)利用6种地貌参数对伊朗北部德黑兰盆地的相对构造活动强弱进行了分析。此外, 在伊朗西南部扎格罗斯褶皱带(Dehbozorgi et al., 2010), 印度的South Wagad断裂带地区(Kothyari et al., 2016), 中国的渭河上游流域(李利波等, 2012)、 白龙江流域(常直杨等, 2014)、 霍山山前断裂带(徐岳仁等, 2013)等部位都有类似的研究。华山山前断裂为典型的活动正断裂, 前人对此开展了诸多的研究(李祥根等, 1983; 程谦恭, 1988; 张安良等, 1989; 李永善等, 1992; 李昭淑等, 2007; 原廷宏等, 2010; 杨源源等, 2012; 杜建军等, 2013; Rao et al., 2014, 2015; Li et al., 2015), 但研究的重点主要集中在断裂结构、 断裂活动性、 古地震以及1556年华县8$\frac{1}{2}$级地震等方面, 缺乏对断裂及其邻区河流地貌参数方面的研究。近年来, 项目组对华山山前断裂全段进行了调查, 对断裂的活动性进行了系统的研究(徐伟等, 2017); 调查过程中发现横穿断裂带的河流十分发育(图1a)。由于河流地貌参数对构造活动非常敏感, 本文选择以25m分辨率DEM为基础数据, 基于GIS技术提取了横跨华山山前断裂带的河流及基岩区流域盆地, 计算并提取了多种地貌参数; 综合前人研究及野外地质调查, 探讨分析了华山山前不同部位构造活动的相对强弱, 为华山山前活动构造变形及动力学机制提供重要的地貌形态学证据。

图 1 区域地质背景及水系分布
1 地表出露断裂; 2 隐伏断裂; 3 断裂编号(F1华山山前断裂, F2渭南塬前断裂, F3骊山山前断裂, F4秦岭北缘断裂, F5临潼-长安断裂, F6渭河断裂, F7扶风-三原-蒲城断裂, F8泾阳-渭南断裂, F9益店-乾县-美原断裂, F10 口镇-关山断裂, F11 韩城断裂, F12 临猗-双泉断裂, F13 中条山北麓断裂, F14 潼关塬西缘断裂, F15 温塘断裂, F16 铁炉子断裂); 4 水系及编号; 5 流域盆地; 6 全新世断裂; 7 晚更新世断裂; 8 正断裂; 9 逆冲左旋走滑断裂; 10 全新统(冲洪积砂砾石, 亚砂土); 11 中上更新统(黄土状亚砂土, 砂质土及砂砾石); 12 下更新统(黄土状亚黏土, 砂及砂质黏土); 13 新近系(砂质黏土及红色黏土); 14 古近系(泥岩, 砂质泥岩); 15 白垩系(泥岩, 砾岩, 粉砂岩及煤层); 16 寒武系(鲕状灰岩, 白云质灰岩夹页岩); 17 元古界(石英砂岩, 石英岩, 白云质灰岩及白云岩); 18 太古界(黑云母角闪石英片麻岩, 斜长片麻岩, 混合岩); 19 花岗岩Fig. 1 Regional geological background and drainage distribution.

1 区域地质概况

渭河盆地作为中国大陆典型的新生代断陷盆地, 处于秦岭造山带与鄂尔多斯块体之间, 现代地壳活动非常强烈。古近纪以前, 秦岭造山带和鄂尔多斯地块是1个整体, 现今的渭河盆地在当时为构造隆起区, 并长期遭受剥蚀夷平(韩恒悦等, 1987); 自始新世, 由于区域应力场的变化, 在鄂尔多斯地块与秦岭的结合部位, 沉陷形成了狭长的渭河半地堑盆地, 开始接受沉积(夏勇, 2007); 渐新世晚期至中新世早期, 渭河盆地由断陷沉降转为隆起, 未接受沉积(Zhang et al., 2003; 王斌等, 2013); 从中新世中期开始, 随着盆地边界断裂的活动, 断陷带下陷的范围、 幅度向外迅速扩大; 上新世是渭河盆地发展的1个重要阶段, 该时期断陷带的裂陷作用加剧, 盆地的快速沉降和秦岭10Ma, BP左右的快速隆升时间基本一致, 由于渭河盆地内部断裂开始发生明显的上升和下降运动, 奠定了不对称的复式地堑格局(Wang, 1987); 第四纪以来, 渭河盆地的演化基本继承了上新世的构造格局, 并在内部产生了一系列掀斜式断块的差异运动。从始新世至全新世, 渭河断陷带由于大幅度的裂陷和扩张, 接受了7, 000m以上的巨厚松散沉积, 各时期的沉降中心偏向于盆地南侧, 新生代以来形成了西安、 固市2个第四纪坳陷中心, 在盆地周缘及内部发育了一系列伸展型正断裂(韩恒悦等, 1987; 夏勇, 2007)(图1b)。

华山山前断裂为渭河盆地东南部的1条大型边界断裂, 断裂西起蓝田, 向NE方向经华县转成近EW向, 经华阴、 潼关止于灵宝, 全长约180km。断裂南侧为强烈上升的华山断块, 主要由太古界片麻岩及不同时期侵入的花岗岩组成, 断裂北侧为黄土塬、 渭河Ⅰ 、Ⅱ 级阶地、 全新世冲洪积扇及洪积扇裙(图1a)。前人基于磷灰石及锆石裂变径迹对华山山体的隆升历史做了研究: 万景林等(2000)认为华山山体新生代早期抬升速率缓慢, 新生代后期出现快速隆升; 尹功明等(2001)综合认为华山山体至少从距今68.2Ma就开始抬升, 在距今17Ma以来处于快速抬升阶段; 吴中海等(2003)综合前人研究认为华山在新生代期间经历了3个阶段隆升, 目前正处于8Ma以来的快速隆升阶段。根据地质及钻井资料分析, 华山山前断裂形成于古近纪、新近纪以前, 始新世以来, 断裂带南侧的华山断块一直在强烈上升, 古近纪、新近纪夷平面抬升到海拔2, 000m以上; 断裂带北侧固市断块一直相对下沉, 始新世以前的夷平面已埋至地面5, 000m以下, 整个断裂带的错距超过8, 000m(李永善等, 1992)。

根据断裂的几何展布特征及活动性差异, 以华县及华阴为界, 将断裂分为西段(蓝田— 华县段)、 中段(华县— 华阴段)和东段(华阴— 灵宝段)3段(徐伟等, 2017)。西段和东段断裂在晚更新世有过活动, 全新世以来活动弱或不活动; 中段晚第四纪以来活动强烈, 全新世仍有过多次活动。

2 数据及分析方法

本研究采用的DEM数据为国家测绘局提供的 1︰5万数据库更新工程数字高程模型数据。该数据以 1︰5万矢量地形图数据的等高线、 高程点及水系为源数据, 采用等高线构建不规则三角网(TIN)、 内插DEM为主要方法, 以相关栅格内插法为辅助, 经数据分层提取、 投影转换、 水系处理、 特征信息提取、 数学内插、 质量控制完成DEM数据的生产。数据平面坐标系采用CGCS2000国家大地坐标系, 高程基准采用1985国家高程基准, 地图投影采用高斯-克吕格投影, 分带方式采用6° 带, 坐标单位为m。图幅范围按标准的CGS2000国家大地坐标分幅, 形成15'(经差)× 10'(纬差)外接矩形区, 数据高程模型格网间距(分辨率)为25m。数据以ArcGIS的GRID格式, 采用二维阵列数据格式存放, 取格网单元中心点的高程值作为该格网单元高程值, 以m为单位, 格网点位置顺序按由西向东(n列), 由北向南(m行)次序排列。1︰5万DEM数据精度与GPS实测高差相比主要集中在7~22m, 其中90%的高差< 18m。 与测量控制点相比在山地高差集中于4~18m, 近90%的高差< 12m; 在平原区高差均< 10m, 超过80%的高差< 5m(刘少毅, 2007)。

基于DEM数据, 提取了华山山前52个主干河流水系及其所在的基岩区流域盆地, 水系编号自西向东依次为R1、 R2、 …、 R51、 R52(图1c); 相应地, 水系所在的基岩区流域盆地编号依次为S1、 S2、 …、 S51、 S52。利用ArcGIS、 Matlab等软件, 提取了多种河流地貌参数指标, 包括河流坡降指标SL、 河流水力侵蚀模型标准化陡峭指数ksn、 流域盆地面积高程积分HI、 谷底宽度与谷肩高度之比Vf及山前曲折度Smf。综合分析影响这些指标的主要因素, 结合区域地质背景及野外地质调查, 定量分析华山山前河流地貌对构造的指示。

3 河流地貌参数提取
3.1 河流坡降指标

为定量反映河流纵剖面坡度的变化, Hack(1973)在研究河流纵剖面时提出了河流坡降指标(SL index), 它是指单位距离的坡度与河流源头距离的乘积, SL=(Δ H/Δ L)L(图2);

图 2 河流坡降指标计算示意图(修改自Font et al., 2010)Fig. 2 Sketch of calculating stream gradient index(modified from Font et al., 2010).

其中, Δ H/Δ L为单位河段坡度S, L为河流源头至河段中点的距离。河流的坡度在上游较陡峭, 接近河口则较为平缓, 上、 下游河段的坡度不能直接比较, 因此坡降指标将各河段的坡度乘以与河流源头的距离, 来放大下游河段坡度的数值, 以此比较河流各河段的坡度变化。在1个集水流域内, 均衡河流的坡降指标从源头到河口是保持不变的, 当局部河段的坡降指标发生变化时, 基本上能反映出岩性或构造运动的差异。

本次研究所提取的52条干流水系最长的为82km, 最短的为7km, 平均长度为20km; 若以300m作为河段间隔步长, 平均而言, 单个河段所占的长度仅为河流总长度的1.5%, 能够体现不同部位河段河流坡降指标值的差异。故本文选择以300m为河段间隔步长, 依次从上游至下游对52条河流的每1个河段坡降指标进行了提取。计算结果表明, SL值介于0~3, 500之间, 均值为445, 绝大部分< 800。从河流坡降指标分布图可以看出, SL值> 800的河段主要集中于河流华县— 华阴一带断裂上游位置, 在其他河流零散分布(图3)。就单一河流来看, SL值总体表现为两头低、 中间高, 在断裂上游附近出现相对较高的值, 以华县— 华阴一带(如R14, R17, R26)表现最为突出, 在断裂位置SL值出现极高值(图4)。

图 3 华山山前河段河流坡降指标SL值空间分布
河流编号以5为间隔进行标注, 下同Fig. 3 Spatial distribution of stream length-gradient index values.

图 4 华山山前典型部位河流坡降指标
横坐标为与河流源头的距离, 单位km; 纵坐标为河段SL值, 无量纲; 箭头所指位置: F断裂, R岩性变化Fig. 4 Typical river stream length-gradient indexes of Huashan piedmont.

诸多学者在对比不同河流的坡降指标时, 对各河段的河流坡降指标SL值进行算术平均(Dehbozorgi et al., 2010; Rebai et al., 2013; 常直杨等, 2014)。考虑到山前构造抬升主要影响基岩区的水系河流坡降指标, 故对每条河流的基岩区河段SL值进行平均与空间比对。从河流平均坡降指标空间分布图(图5)可以看出, 沿华山山前, SL均值自西向东呈现出中间高、 往两边递减的特征, 在华县— 华阴段集中在500~700, 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段集中在300~500。

图 5 各河流SL均值的空间分布Fig. 5 Spatial distribution of mean values of length-gradient index of every rivers.

影响河流坡降指标的因素主要包括构造、 岩性变化、 支流汇入等。由于仅考虑山前基岩区水系, 支流较短, 影响有限, 因此不考虑支流汇入的影响。就岩性而言, 基岩区岩性主要为太古界片麻岩及不同时期侵入的花岗岩, 从抗侵蚀能力来说, 花岗岩强于片麻岩。由于岩性差异, 河流流经岩性交界处时可能会出现河流坡降指标异常, 但实际上从河段SL值空间分布图可见, 在岩性交界附近SL值变化并不显著, SL高值区主要集中于断裂上游附近。当然断裂所在的位置亦为岩性突变(从坚硬的岩石变化到松散的第四纪堆积)的位置, 但这种岩性差异正是断裂构造活动引起的, 华县— 华阴段断裂上游河段SL值以及基岩区SL均值的高值分布正说明了该段构造活动要强于东西两侧。

3.2 河流水力侵蚀模型

在构造抬升强烈的地区, 主要发育基岩河道或者基岩冲积-混合河道。河流的侵蚀力相对于基岩河道是一种剪应力, 稳定态的河流比降与流域面积呈反比关系(Whipple, 2004)。国内外大量研究发现, 尽管基岩河流发育的环境不同, 但在局部河道比降S与流域面积A均符合幂函数关系(Flint, 1974; Howard et al., 1983):

S=ksA-θ

式中: ks表示河道陡峭指数; θ 表示河道凹曲度(图6)。

图 6 河流纵剖面与坡度-面积对数图Fig. 6 Longitudinal profile and log graph of gradient-area of a river.

根据Whipple等(1999)、 Snyder等(2000)、 Kirby等(2003)的方法, 首先, 基于ArcGIS系统, 设定河道参考凹度指数θ ref 为0.45, 从DEM中提取河道高程和流域面积, 再选用250m的移动窗口对河道进行平滑并消除异常点, 每隔12m的垂直距离进行河道比降的计算, 利用Snyder等(2000)和Kirby等(2003)开发的Matlab脚本程序, 自动提取出华山山前流域的河道标准化陡峭指数ksn 。为对断裂带沿线不同流域之间ksn 进行对比, 考虑到干流的代表性以及在对ksn 进行统计分析时应将水系源头的非基岩河道(崩积河道)部分排除, 取各流域内干流基岩河道的ksn 均值作为该流域的ksn , 从而得到华山山前ksn 空间分布图(图7)。

图 7 各流域标准化陡峭指数ksn 均值空间展布Fig. 7 Spatial distribution of mean normalized steepness index ksn for every drainage basin.

可见, ksn 值介于70~152之间, 空间分布如下: 蓝田— 华县段ksn 值总体表现出自南向北逐渐增高的趋势, 均值为118; 华县— 华阴段ksn 值普遍较高, 均值为125; 华阴— 灵宝段ksn 值总体表现出中间高两头低的特征, 均值为105。

各项研究表明, 陡峭指数主要受岩石抗侵蚀能力和抬升速率的影响(Kirby et al., 2001; 王乃瑞等, 2015)。标准化陡峭指数ksn 已经被广泛用于分析抬升速率的分布规律, ksn 值高的地区构造抬升速率也高, 相反, ksn 值低的地区其构造抬升速率也低(Snyder et al., 2000; Whipple, 2004)。前已述及, 华山山前岩性主要为太古界片麻岩及不同时期侵入的花岗岩, 从抗侵蚀能力来说, 花岗岩强于片麻岩。由图1可知, 花岗岩主要分布于蓝田— 华县、 华县— 华阴东部以及华阴— 灵宝中部, 其差异分布特征除华阴— 灵宝中部外与ksn 值的差异分布特征并不吻合, 可见岩石抗侵蚀能力并不是影响ksn 值差异分布的主因。华县— 华阴段普遍较高的ksn 值表明该段山体的抬升速率较高, 构造活动较强; 相反其他部位较低的ksn 值表明这些部位构造活动较弱。华阴— 灵宝段中部ksn 值高于两侧, 一方面可能受岩性差异作用, 另一方面也可能表明中部的构造活动要强于两侧。

3.3 流域盆地面积高程积分

在戴维斯地貌旋回演化理论的基础上, Strahler(1952)提出了流域的面积高程积分法。该方法包括流域面积高程积分曲线和积分值HI两部分, 目前被广泛应用在侵蚀地貌发育阶段的定量研究中, 是反映流域地貌发育阶段与侵蚀之间关系的数学模型。面积高程积分值的计算方法是: 设全流域面积为A, 流域内某条等高线以上的面积为a, 该等高线与流域最低点的高差为h, 流域最高点与流域最低点的高差为H, 记x=a/A, y=h/H, 显然x, y均在[0, 1]内取值。根据一系列(x, y)值, 以x为横坐标, y为纵坐标绘制出的曲线即为面积高程积分曲线, 曲线左下方与坐标轴围起的面积为面积高程积分值HI(图8)。

图 8 面积高程积分曲线的计算示意图(修改自Strahler, 1952)Fig. 8 Schematic diagram of calculating hypsometric integral curve(modified from Strahler, 1952).

一般认为, 在构造活跃地区, 水系的发展常受到干扰, 流域常具有幼年期的特征, HI偏高; 构造稳定的地区, 为各支流水系提供了足够的发展演化时空, 流域常具有老年期的特征, HI较低。因此, 比较各流域HI的高低, 判断HI异常偏高或偏低的地区, 便可以推测各流域构造的活动性。

通过面积高程积分曲线的形态可以了解该流域盆地的地形演化期(Strahler, 1952; Ohmori et al., 1993)。Strahler(1952)以戴维斯地貌旋回演化理论为依据, 认为地表经迅速的造山抬升后, 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, 面积高程线为凸形状, 面积高程积分值较高(HI> 0.6); 当流域盆地发育至壮年期阶段时, 面积高程积分曲线呈现S形, 此时面积高程积分值HI介于0.4~0.6之间; 老年期的流域盆地, 因其风化侵蚀程度较高, 面积高程积分曲线会呈现凹形, 相应地, 面积高程积分值也较低(HI< 0.4)。然而, 在构造活跃, 抬升作用强烈的地区, 流域盆地的面积高程积分值则反映了流域盆地同时受到持续抬升与侵蚀的作用, 不能单纯以戴维斯地貌旋回演化理论来解释, 强烈的抬升作用常使得流域盆地发育阶段停留在幼年期— 壮年期, 其面积高程积分值亦较高(陈彦杰等, 2006)。

本研究对横跨华山山前断裂的52条河流所在的基岩区流域盆地进行了面积高程积分值的提取及面积高程积分曲线形态的分析。研究发现, 所有流域的面积高程积分曲线形态均为 “ S” 形, 表明流域所在的流域盆地发育正处于幼年期至壮年期阶段, 但曲线的凹凸程度不一。华县— 华阴段(如S14、 S23)与蓝田— 华县段(如S6、 S11)及华阴— 灵宝段(如S32、 S36)相比曲线形态更为上凸(图9), 相应地, 华县— 华阴段面积HI值集中在0.5~0.6之间; 蓝田— 华县及华阴— 灵宝段HI值集中在0.4~0.5之间(图10)。

图 9 华山山前基岩流域面积高程积分曲线Fig. 9 Hypsometric integral curves of bedrock drainage basins at Huashan piedmont.

图 10 各流域面积高程积分值HI的空间展布Fig. 10 Spatial distribution of hypsometric integral values of every drainage basin.

影响面积高程积分的因素可分为2大方面: 一是影响流域盆地地形变化的天然因素, 主要为构造、 岩性、 气候等; 二是流域盆地面积的大小(面积依赖)。研究区各流域盆地面积自西向东总体上呈现出递减的趋势, 但HI值并没有相应随着流域面积的减小而增大, 可见面积不是影响面积高程积分的主要因素。就气候而言, 山地区受地形降水的影响要比低山大, 具体到研究区可知华山中部的降水量要高于两侧; 如不考虑其他因素, 华县— 华阴段HI值整体要偏低, 但实际却相反, 可见气候也不是影响面积高程积分的主要因素。就岩性而言, 基岩区的岩性差异分布与HI值差异分布并不吻合, 可见岩性也不是主要因素。故HI值的差异分布主要是受构造的影响, 华县— 华阴段HI值(0.5~0.6)比蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段(0.4~0.5)高表明前者的构造活动比后两者强。

3.4 谷底宽度与谷肩高度之比

谷底宽度与谷肩高度的比值是用来分析构造抬升与河流侵蚀程度的参数指标, Vf值定义为: Vf=2Vfw/[(Eld-Esc)+(Erd-Esc)](Keller et al., 2002)(图11), 其中Vfw为谷底宽度, Eld和Erd分别为河谷左侧和右侧的分水岭(面向下游方向)的高程值, Esc为谷底的平均高程值。

图 11 谷底宽度与谷肩高度之比计算示意图Fig. 11 Schematic diagram of calculating ratio of valley floor width to valley height.

Vf值可反映构造活动的程度: 低值和高的抬升速率与侵蚀作用有关; Vf值变大, 反映活动构造程度减弱, 抬升速率变小。不同的河谷中, Vf值不同, 一般而言, “ V” 型河谷, Vf值相对较低; “ U” 型河谷, Vf值相对较高。因此, 对不同河流的Vf值进行分析研究, 也能够反映不同部位构造活动性的强弱。

本文对区内52条河道进行了Vf分析。由于河道不同部位Vf值各异, 总体向上游减小, Vf位置的选择与流域盆地面积的大小密切相关。本文在对Vf值进行分析时, 将流域盆地面积较小(< 5km2)的位置选择在距河口出山口上游0.5km处, 将流域盆地面积较大的位置选择在距河流出山口上游0.5~1km范围内。

从提取的结果来看, Vf值具有明显的差异分布特征: 华县— 华阴段(R14— R28)除R23(0.15)、 R24(0.13)外, 其余均< 0.1, 平均值为0.08; 蓝田— 华县段(R1— R13)及华阴— 灵宝段(R29— R52)集中在0.2— 0.6之间(图12)。

图 12 各河流谷底宽度与谷肩高度之比Vf值的空间展布Fig. 12 Spatial distribution of ratios of floor width to valley height for every river.

影响Vf值的因素主要包括流域盆地面积、 气候、 岩性和构造。就面积而言, 研究区各流域盆地面积总体上自西向东呈现出递减的趋势, 但Vf值并没有相应随着流域面积的减小而增大, 可见面积不是影响Vf值的主要因素。就气候而言, 前已叙及, 华山中部的降水高于两侧, 如不考虑其他因素, 华山中部Vf值应偏高, 但实际却相反, 可见降水也不是影响Vf值的主要因素。就岩性而言, 以华县— 灵宝段为例, 除个别河道外, 各河段计算Vf值所选取位置的岩性大都为太古界片麻岩, 但以华阴为界, 两侧Vf值却有显著差异, 可见岩性也不是造成Vf值差异分布的主因。构造活动强烈的地区, 山体持续隆升, 沟谷深切呈 “ V” 型, Vf值较低。华县— 华阴段近乎一致的低Vf值(1.0~1.1)表明该段断裂活动性比两侧强。

3.5 山前曲折度

山前曲折度Smf是一种反映山前带侵蚀过程的平衡状态的参数指标, Smf定义为: Smf=Lmf/Ls(Keller et al., 2002)(图13), 其中Lmf为沿着从山脉到山麓带坡度变化的山前带的长度, Ls为山前带的直线距离。

图 13 山前曲折度计算示意图Fig. 13 Schematic diagram of calculating mountain front sinuosity.

山前曲折度Smf反映山前带侵蚀过程的平衡, 河流侧蚀使山前带更曲折, 纵向活动构造发育平直的山前带。因此, 构造活跃的山前带, 相对平直, Smf较低; 如果抬升速率降低或停止, 沿着山前带的侵蚀过程发育使得山前趋于曲折, Smf较高。

本文沿着华山山前断裂自西向东选取了34个有代表性的山前带, 并对Smf进行了计算。为更好地体现不同部位Smf的差异变化特征, 本研究将Smf值赋予其所在的上游流域盆地, 如1个山前带对应多个流域盆地, 则这些流域盆地的Smf值均相同。空间展布显示, Smf在华县— 华阴一带集中在1.0~1.1之间, 且波动幅度较小; 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段Smf值集中在1.2~1.5之间(图14)。

图 14 山前曲折度空间展布特征Fig. 14 Spatial distribution of mountain front sinuosity.

图 15 华山山前各流域相对构造活动强度(Iat)的空间展布Fig. 15 Spatial distribution of relative active tectonic index(Iat)along the Huashan piedmont.

山前曲折度Smf主要受构造、 岩性及水流侵蚀的影响。就岩性而言, 以华县— 灵宝段为例, Smf计算的区域岩性主要为太古界片麻岩, 但以华阴为界, 两侧Smf值却有显著差异。就水流侵蚀而言, 华县— 华阴一带受高山地形因素的影响, 降水高于两侧, 相应地水流侵蚀也更强烈, Smf值应较高, 实际却相反, 可见水流侵蚀也不是影响Smf值的主要因素。构造活动强烈区域, 断裂线性特征显著, 山前带趋向于直线, Smf值较小。与Vf值类似, 华县— 华阴段近乎一致的低Smf值表明该段在晚第四纪以来一直处于构造活跃的状态, 其构造活动强于蓝田— 华县段和华阴— 灵宝段。

4 讨论与分析
4.1 相对构造活动强度分析

国内外的一些学者利用多种河流地貌参数, 对河流流域进行分级, 综合分析不同部位构造的相对强弱, 取得了较好的研究成果(Hamdouni et al., 2008; Dehbozorgi et al., 2010; Alipoor et al., 2011; 李利波等, 2012; 常直杨等, 2014)。但受研究区域、 构造活动以及研究目的差异的影响, 划分的标准并不一致。

诸多学者在对河流坡降指标SL进行分析时, 将SL值分为3类: SL≥ 500, 构造活动性强, 分类级别1; 300≤ SL< 500, 构造活动性中等, 分类级别2; SL< 300, 构造活动弱, 分类级别3(Hamdouni et al., 2008; Dehbozorgi et al., 2010; 常直杨等, 2014)。对比研究区, 华山山前SL数值集中在300~700之间, 以上述划分方案, 将研究区SL划分为强、 中等、 弱3级。

对面积高程积分HI值的划分采用Strahler(1952)早先对HI的3级划分方案, 幼年期(构造活动强)HI≥ 0.5, 第1级; 中年期(构造活动中等)0.4≤ HI< 0.5, 第2级; 老年期(构造活动弱)HI< 0.4, 第3级, 该分类方案在多个部位得到了应用(Dehbozorgi et al., 2010; 常直杨等, 2014)。依据此划分, 可见研究区山前流域整体处于幼年期至中年期。

谷底宽度与谷肩高度之比Vf及山前曲折度Smf在不同研究区划分标准各异。Pablo(2003)在对西班牙东南部进行构造活动强弱分析时, 将Vf及Smf值分别以0.6、 0.8及1.5、 2.3为界划分为1、 2、 3三级。Hamdouni(2008)在对西班牙西南部内华达山脉进行相对构造活动等级划分时, 将Vf及Smf值分别以0.5、 1.0及1.1、 1.5为界划分为1、 2、 3三级。前人所选的区域包括基岩区及松散的盆地区, 而研究区仅考虑山前基岩区, 故Vf值较低, 从提取的结果来看, Vf值均< 0.8。根据Vf值及Smf值在不同部位的分布特征, 按自然裂点法, 将Vf及Smf分别以0.2、 0.4及1.2、 1.4为界划分为1、 2、 3三级。

河流水力侵蚀模型标准化陡峭指数ksn 对区域构造隆升有较好的指示, 多用于定性地反映区域不同部位构造活动的强弱, 取得了较好的研究成果(Castillo et al., 2014; Haghipour et al., 2014; 常直杨等, 2015; 李小强等, 2016)。但由于不同的分析方法及不同的研究区, 其强弱划分标准并不一致。本研究从提取的结果来看, ksn 介于70~152之间, 按自然裂点法, 将ksn 以100及130为界进行强、 中等、 弱3级划分。

因此, 基于前人的研究成果结合研究区实际, 本文对各地貌参数进行了强、 中等、 弱的3级构造活动等级划分, 具体划分见表1。

表1 地貌参数指标值的活动构造等级分类 Table1 Classification of tectonic activity based on geomorphic parameter indexes

根据上述分类标准, 将各水系流域的地貌参数指标进行分级, 并进行算术平均以获取相对构造活动强度值(Iat)(表2)。通过空间对比(图10)可见, Iat值沿华山山前较好地体现了区域差异分布的特征: 华县— 华阴段集中分布在1~1.5之间, 平均值1.2, 表明该段构造活动最为强烈; 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段集中在1.5~3之间, 平均值分别为2.04及2.14, 与华县— 华阴段相比构造活动偏弱。华阴— 灵宝段Iat值还呈现出中间低两边高的特征, 表明该段中部的构造活动比两侧强。从区域地质背景可知, 华山山前构造活动主要受控于华山山前断裂, 不同段的构造活动强弱正是断裂差异活动的表现。

表2 各流域水系相对构造活动强度(Iat)分析 Table2 Analysis of basin relative active tectonics index(Iat)for every drainage basin
4.2 野外地质调查

华山山前断裂晚第四纪以来活动强烈, 目前学术界主流的观点认为1556年华县8$\frac{1}{2}$级地震发生在该断裂上, 前人对该断裂开展了多方面的研究。李祥根等(1983)根据野外获得的地质证据认为华县北坡全新世以来的垂直运动速率为1~2mm/a; 程谦恭(1988)应用断层崖的地貌学研究方法, 估计了大震重复周期及断层活动的幅度; 张安良等(1989)认为华山山前断裂带全新世以来可能发生过4次大地震, 重复间隔约2, 000~2, 500a, 最新事件对应于1556年华县大地震; 李永善等(1992)根据史料、 探槽、 河流小阶地、 断层陡坎及考古学等多方面的研究得出华山山前大震重复间隔为2, 000~2, 500a。近年来, 随着高分辨率遥感影像、 大比例尺地貌测量以及测年技术在活动构造中的广泛应用, 学者们对该断裂展开了更为精细的研究: 杨源源等(2012)通过阶地位错及年代约束, 得出中段距今6, 000~2, 000a的平均滑动速率为1.5mm/a; Rao等(2014)根据晚更新世晚期及全新世阶地位错估算的中段滑动速率介于2~3mm/a之间; Li等(2015)根据华县李家坡剖面及阶地位错揭露了全新世以来的3次古地震事件, 并得出全新世以来的滑动速率为1.6~2.7mm/a。前人的研究多集中在活动性最强的华县— 华阴段。依托于 1︰5万活动断层填图项目, 笔者对华山山前断裂全段开展了详细的调查, 有关华山山前断裂断错地貌及晚第四纪活动性, 笔者已另文进行论述(徐伟等, 2017), 以下仅简要介绍。

野外调查结合前人研究表明, 华山山前断裂按断裂的几何结构、 断错地貌特征可划分为华县— 华阴段、 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段3段。各段活动性如下:

华县— 华阴段全长40km, 总体呈近EW走向, 断面N倾。沿断裂, 新构造运动特征非常明显, 断层三角面清晰可见, 断层陡崖线性展布。山间沟谷两侧发育多级阶地。测年数据表明, T1阶地形成于全新世晚期2~3ka, BP, T2阶地形成于全新世中期6~7ka, BP。断裂沿线阶地均被错断, 可见5~10m高的断层陡坎地貌。在李家坡村、 沟峪、 马跑泉村、 桃东村一带见天然的断层剖面, 李家坡剖面及上安探槽剖面揭示了约6ka, BP以来的构造事件, 垂直位错为6~7m。另外, 在多个峪口还可见1556年华县8 $\frac{1}{2}$级地震造成的漫滩陡坎。以上表明华县— 华阴段断裂活动强烈, 全新世以来发生过多次构造事件。

蓝田— 华县段全长64km, 总体呈近NE走向, 断面倾向NW。断层迹线清晰, 表现为山前黄土塬、 高阶地冲洪积与基岩山体的断层接触, 基岩断面长期受流水、 风蚀等作用, 表面已凹凸不平, 看不出明显的镜面及擦痕。在该段北部的马峪北及桥峪南一带, 地表可见10~20m高的断层陡坎, 沟壁见断层错断晚更新世马兰黄土剖面。该段阶地主要表现为T1及T2阶地; 其中T1阶地分布广泛, 在一些大沟沟口两侧及山前均有展布, T2阶地零星分布于基岩区沟谷两侧; T1阶地形成于全新世早期, T2阶地上覆马兰黄土, 形成于晚更新世。野外调查发现, T1阶地跨断层连续, T2阶地被断错, 坎高8~10m。表明蓝田— 华县段断裂在晚更新世有过活动, 全新世以来活动弱或不活动。

华阴— 灵宝段全长74km, 断层总体呈近EW走向, 断面N倾。山前为潼关黄土塬, 断裂主要表现为基岩与黄土的断层接触, 断层三角面清晰。在宋家埝、 文峪、 小湖峪、 灵湖峪等多个部位见断层错断晚更新世马兰黄土剖面。该段阶地地貌特征与蓝田— 华县段类似, T1阶地上覆薄层松散状全新统亚砂土, T2阶地上覆马兰黄土, 大峪及文峪一带光释光测年结果表明T2阶地形成于晚更新世早中期。野外调查发现T1阶地跨断层连续, T2阶地被错断, 大峪沟口T2阶地前缘可见10m高的断层陡坎。以上分析表明, 华阴— 灵宝段断裂在晚更新世有过活动, 全新世活动弱或不活动。

野外调查表明华山山前断裂华县— 华阴段晚第四纪以来活动强烈, 全新世以来仍发生过多次活动, 活动性最强; 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段在晚更新世有过活动, 全新世以来活动弱或不活动, 活动性比华县— 华阴段弱。这与河流地貌参数所反映的华山山前相对构造活动强弱一致。

5 结论

基于DEM数据, 提取了华山山前52个主干河流水系及其所在的基岩区流域盆地, 利用GIS空间分析技术, 系统提取了河流地貌的多种参数指标, 包括河流坡降指标SL、 河流水力侵蚀模型标准化陡峭指数ksn、 流域盆地面积高程积分HI、 谷底宽度与谷肩高度之比Vf、 山前曲折度Smf。综合分析影响这些指标的主要因素, 结合区域地质背景及野外地质调查, 定量分析华山山前河流地貌其对构造的指示。结果表明:

(1)华山山前地貌参数指标空间上差异分布特征显著, 华县— 华阴段SL值在断裂附近出现极高的值, 河流SL均值、 ksn 均值、 HI值、 Vf值以及Smf值集中在500~700、 120~140、 0.5~0.6、 0~0.1及1.0~1.1之间; 蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段指标分布特征大致相同, 上述指标值集中在300~500、 100~120、 0.4~0.5、 0.2~0.6及1.2~1.5之间。

(2)构造是造成华山山前地貌指标参数空间差异分布的主要因素, 将各水系流域的地貌参数指标进行分级, 并进行算术平均获取相对构造活动强度值(Iat), 结果表明: Iat在华县— 华阴段集中在1~1.5之间, 平均值1.2, 构造活动最强; 在蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段集中在1.5~3之间, 平均值分别为2.04及2.14, 与华县— 华阴段相比构造活动偏弱。

(3)华山山前的构造活动主要受控于华山山前断裂, 野外地质调查表明华山山前断裂活动性在华县— 华阴段最强, 全新世以来发生过多次活动; 在蓝田— 华县段及华阴— 灵宝段该断裂在晚更新世有过活动, 全新世以来活动弱或不活动。

(4)利用河流地貌参数获取的华山山前构造活动的相对强弱与野外地质调查得出的结论一致, 表明以河流流域作为构造活动的研究对象, 能有效地反映区域的差异构造运动。

致谢 审稿专家为文章的最终完成提供了不可或缺的宝贵意见, 在此表示感谢!

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
[1] 常直杨, 王建, 白世彪, 等. 2014. 基于DEM的白龙江流域构造活动定量分析[J]. 第四纪研究, 34(2): 292—301.
CHANG Zhi-yang, WANG Jian, BAI Shi-biao, et al. 2014. Appraisal of active tectonic in Bailongjiang Basin based on DEM data[J]. Quaternary Sciences, 34(2): 292—301(in Chinese). [本文引用:5]
[2] 常直杨, 王建, 白世彪, 等. 2015. 白龙江流域河流纵剖面与基岩侵蚀模型特征[J]. 山地学报, 33(2): 183—190.
CHANG Zhi-yang, WANG Jian, BAI Shi-biao, et al. 2015. Morpho-tectonic Analysis of the Bailongjiang Drainage Basin[J]. Mountain Research, 33(2): 183—190(in Chinese). [本文引用:2]
[3] 陈麒光, 邵兆刚, 韩建恩, 等. 2006. 基于ASTER-GDEM数据的羊卓雍错地区构造地貌分析[J]. 地质力学学报, 20(3): 304—316.
CHEN Qi-guang, SHAO Zhao-gang, HAN Jian-en, et al. 2006. Analysis of geomorphologic characteristics of the Yamzho Yumco region based on ASTER-GDEM[J]. Journal of Geomechanics, 20(3): 304—316(in Chinese). [本文引用:1]
[4] 陈彦杰, 宋国城, 陈昭男. 2006. 非均衡山脉的河流水力侵蚀模型[J]. 科学通报, 51(7): 865—869.
CHEN Yan-jie, SONG Guo-cheng, CHEN Zhao-nan. 2006. Stream-power incision model in non-steady-state mountain ranges: An empirical approach[J]. Chinese Science Bulletin, 51(22): 2789—2794. [本文引用:1]
[5] 程谦恭. 1988. 华山北麓断层崖与大地震重复周期分析[J]. 西安地质学院报, 10(4): 53—64.
CHENG Qian-gong. 1988. An analysis of fault scarps on north Huashan mountain front and the recurrence intervals of large earthquakes[J]. Journal of Xi'an College of Geology, 10(4): 53—64(in Chinese). [本文引用:1]
[6] 杜建军, 黎敦朋, 马寅生, 等. 2013. 18. 7万年前的高速远程古滑坡: 来自陕西华县莲花寺滑坡体上覆黄土光释光(OSL)测年的证据[J]. 第四纪研究, 33(5): 1005—1015.
DU Jian-jun, LI Dun-peng, MA Yin-sheng, et al. 2013. The high-speed and long-distance ancient land slides before 187ka: The evidence from the OSL dating of the loess overlying the land slide body of Lianhuasi land slides in Huaxian, Shaanxi Province, China[J]. Quaternary Sciences, 33(5): 1005—1015(in Chinese). [本文引用:1]
[7] 韩恒悦, 贺明静, 李永善. 1987. 渭河盆地东部地区的活断层[J]. 地震地质, 9(2): 85—90.
HAN Heng-yue, HE Ming-jing, LI Yong-shan. 1987. The active faults in the eastern of the Weihe Basin[J]. Seismology and Geology, 9(2): 85—90(in Chinese). [本文引用:2]
[8] 何祥丽, 张绪教, 何泽新. 2014. 基于构造地貌参数的新构造运动研究进展与思考[J]. 现代地质, 28(1): 119—130.
HE Xiang-li, ZHANG Xu-jiao, HE Ze-xin. 2014. Neotectonics research based on tectonic geomorphologic parameters: progress and discussion[J]. Geoscience, 28(1): 119—130(in Chinese). [本文引用:1]
[9] 李利波, 徐刚, 胡建民, 等. 2012. 基于DEM渭河上游流域的活动构造量化分析[J]. 第四纪研究, 32(5): 866—879.
LI Li-bo, XU Gang, HU Jian-min, et al. 2012. Quantitative analysis of relative active tectonics of the upstream region of Weihe river based on DEM[J]. Quaternary Sciences, 32(5): 866—879(in Chinese). [本文引用:2]
[10] 李祥根, 冉勇康. 1983. 华山北坡及渭南塬前活断层[J]. 华北地震科学, 1(2): 10—19.
LI Xiang-gen, RAN Yong-kang. 1983. Active faults in the north slope of Huashan Mountain and the front of the Weinan tableland [J]. North China Earthquake Sciences, 1(2): 10—19(in Chinese). [本文引用:1]
[11] 李小强, 王军, 熊仁伟, 等. 2016. 六盘山地区河道陡峭指数对隆升速率差异的响应[J]. 第四纪研究, 36(2): 443—452.
LI Xiao-qiang, WANG Jun, XIONG Ren-wei, et al. 2016. The response of the change channel steepness index to the difference of uplift rate in the Liupanshan Mountain area[J]. Quaternary Sciences, 36(2): 443—452(in Chinese). [本文引用:1]
[12] 李永善. 1992. 西安地裂及渭河盆地活断层研究 [M]. 北京: 地震出版社.
LI Yong-shan. 1992. Research on ground fissures in Xi'an region and active faults in Weihe Basin [M]. Seismological Press, Bejing(in Chinese). [本文引用:2]
[13] 李昭淑, 崔鹏. 2007. 1556年华县大地震的次生灾害[J]. 山地学报, 25(4): 425—430.
LI Zhao-shu, CUI Peng. 2007. The Secondary Disasters of Great Huaxian Earthquake in 1556[J]. Journal of Mountain Science, 25(4): 425—430(in Chinese). [本文引用:1]
[14] 刘少毅. 2007. 1︰5万DEM质量评估方法研究[D]. 郑州: 中国人民解放军信息工程大学.
LIU Shao-yi. 2007. The researches on quality evaluation methods of 1︰50 000 DEM [D]. The PLA Information Engineering University, Zhengzhou(in Chinese). [本文引用:1]
[15] 万景林, 李齐, 王瑜. 2000. 华山岩体中、 新生代抬升的裂变径迹证据[J]. 地震地质, 22(1): 53—58. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2000. 01. 007.
WAN Jing-lin, LI Qi, WANG Yu. 2000. The fission track evidence of Huashan batholith uplifting in Mesozoic-Cenozoic[J]. Seismology and Geology, 22(1): 53—58(in Chinese). [本文引用:1]
[16] 王斌, 郑洪波, 王平, 等. 2013. 渭河盆地新生代地层与沉积演化研究: 现状和问题[J]. 地球科学进展, 28(10): 1126—1135.
WANG Bin, ZHENG Hong-bo, WANG Ping, et al. 2013. The Cenozoic strata and depositional evolution of Weihe Basin: Progresses and problems[J]. Advances in Earth Science, 28(10): 1126—1135(in Chinese). [本文引用:1]
[17] 王乃瑞, 韩志勇, 李徐生, 等. 2015. 河流纵剖面陡峭指数对庐山构造抬升的指示[J]. 地理学报, 70(9): 1516—1525.
WANG Nai-rui, HAN Zhi-yong, LI Xu-sheng, et al. 2015. Tectonic uplift of Mt. Lushan indicated by the steepness indices of the river longitudinal profiles[J]. Acta Geographica Sinica, 70(9): 1516—1525(in Chinese). [本文引用:1]
[18] 吴中海, 吴珍汉, 万景林, 等. 2003. 华山新生代隆升-剥蚀历史的裂变径迹热年代学分析[J]. 地质科技情报, 22(3): 27—32.
WU Zhong-hai, WU Zhen-han, WAN Jing-lin, et al. 2003. Cenezoic uplift and denudation history of Huashan mountains: evidence from fission track thermos-chronology of Huashan granite[J]. Geological Science and Technology Information, 22(3): 27—32(in Chinese). [本文引用:1]
[19] 夏勇. 2007. 渭河盆地新生代沉积特征及与构造的关系[D]. 西安: 长安大学.
XIA Yong. 2007. The sedimentary characteristic of Cenozoic in Weihe Basin and its research with tectonics [D]. Chang'an University, Xi'an(in Chinese). [本文引用:2]
[20] 徐伟, 杨源源, 袁兆德, 等. 2017. 华山山前断裂断错地貌及晚第四纪活动性[J]. 地震地质, 39(3): 587—604. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2017. 03. 011.
XU Wei, YANG Yuan-yuan, YUAN Zhao-de, et al. 2017. Late Quaternary faulted land forms and fault activity of the Huashan piedmont fault[J]. Seismology and Geology, 39(3): 587—604(in Chinese). [本文引用:3]
[21] 徐岳仁, 何宏林, 邓起东, 等. 2013. 山西霍山山脉河流地貌定量参数及其构造意义[J]. 第四纪研究, 33(4): 746—759.
XU Yue-ren, HE Hong-lin, DENG Qi-dong, et al. 2013. Quantitative river geomorphic parameters surrounding Mts. Huoshan, Shanxi Province and their tectonic implications[J]. Quaternary Sciences, 33(4): 746—759(in Chinese). [本文引用:1]
[22] 杨源源, 高战武, 徐伟. 2012. 华山山前断裂中段晚第四纪活动的地貌表现及响应[J]. 震灾防御技术, 7(4): 335—347.
YANG Yuan-yuan, GAO Zhan-wu, XU Wei. 2012. Geomorphic expression and response of the activity along the middle section of Huashan front fault in the late quaternary period[J]. Technology for Earthquake Disaster Prevention, 7(4): 335—347(in Chinese). [本文引用:1]
[23] 尹功明, 卢演俦, 赵华, 等. 2001. 华山新生代构造抬升[J]. 科学通报, 46(13): 1121—1123.
YIN Gong-ming, LU Yan-chou, ZHAO hua, et al. 2001. The tectonic uplift of the Huashan in the Cenozoic[J]. Chinese Science Bulletin, 46(19): 1665—1668. [本文引用:1]
[24] 原廷宏, 冯希杰. 2010. 一五五六年华县特大地震 [M]. 北京: 地震出版社: 1—120.
YUAN Ting-hong, FENG Xi-jie. 2010The 1556 Great Huaxian Earthquake [M]. Seismological Publishing House, Beijing: 1—120(in Chinese). [本文引用:1]
[25] 张安良, 米丰收, 种瑾. 1989. 1556年陕西华县大地震形变遗迹及华山山前断裂古地震研究[J]. 地震地质, 11(3): 73—81, 100.
ZHANG An-liang, MI Feng-shou, CHONG Jin. 1989. Deformation relics of the 1556 Huaxian(Shaanxi, China)great earthquake and the study of palaeoseismicity on the frontal fault zone of the Huashan Mts[J]. Seismology and Geology, 11(3): 73—81, 100(in Chinese). [本文引用:1]
[26] 张会平, 杨农, 刘少峰, 等. 2006. 数字高程模型(DEM)在构造地貌研究中的应用新进展[J]. 地质通报, 25(6): 660—669.
ZHANG Hui-ping, YANG Nong, LIU Shao-feng, et al. 2006. Recent progress in the DEM-based tectonogeomorphic study[J]. Geological Bulletin of China, 25(6): 660—669(in Chinese). [本文引用:1]
[27] Alipoor R, Poorkermani M, Zare M, et al. 2011. Active tectonic assessment around Rudbar Lorestan dam site, High Zagros Belt(SW of Iran)[J]. Geomorphology, 128(1-2): 1—14. [本文引用:1]
[28] Bagha N, Arian M, Ghorashi M, et al. 2014. Evaluation of relative tectonic activity in the Tehran Basin, central Alborz, northern Iran[J]. Geomorphology, 213: 66—87. [本文引用:1]
[29] Castillo M, Muñoz-Salinas E, Ferrari L. 2014 Response of a land scape to tectonics using channel steepness indices(ksn)and OSL: A case of study from the Jalisco Block, Western Mexico[J]. Geomorphology, 221: 204—214. [本文引用:1]
[30] Dehbozorgi M, Pourkermani M, Arian M, et al. 2010. Quantitative analysis of relative tectonic activity in the Sarvestan area, central Zagros, Iran[J]. Geomorphology, 121(3-4): 329—341. [本文引用:5]
[31] Flint J J. 1974. Stream gradient as a function of order, magnitude, and discharge[J]. Water Resources Research, 10(5): 969—973. [本文引用:1]
[32] Font M, Amorese D, Lagarde J L. 2010. DEM and GIS analysis of the stream gradient index to evaluate effects of tectonics: The Normand y intraplate area(NW France)[J]. Geomorphology, 119(3-4): 172—180. [本文引用:1]
[33] Hack J T. 1973. Stream-profile analysis and stream-gradient index[J]. Journal of Research of the U. S. Geological Survey, 1(4): 421—429. [本文引用:1]
[34] Haghipour N, Burg J P. 2014. Geomorphological analysis of the drainage system on the growing Makran accretionary wedge[J]. Geomorphology, 29: 111—132. [本文引用:1]
[35] Hamdouni R E, Irigaray C, Fernand ez T, et al. 2008. Assessment of relative active tectonics, southwest border of the Sierra Nevada(southern Spain)[J]. Geomorphology, 96(1-2): 150—173. [本文引用:2]
[36] Howard A D, Kerby G. 1983. Channel changes in badland s[J]. GSA Bulletin, 94(6): 739—752. [本文引用:1]
[37] Keller E A, Printer N. 2002. Active tectonic: Earthquakes, Uplift, and Land scape[M]. New Jersey: Prentice Hall, Inc. [本文引用:2]
[38] Kirby E, Whipple K X. 2001. Quantifying differential rock-uplift rates via stream profile analysis[J]. Geology, 29(5): 415—418. [本文引用:1]
[39] Kirby E, Whipple K X, Tang W, et al. 2003. Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan plateau: Inferences from bedrock channel longitudinal profiles[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 108(B4): 2217. [本文引用:2]
[40] Kothyari G C, Rastogi B K, Morthekai P, et al. 2016. Active segmentation assessment of the tectonically active South Wagad Fault in Kachchh, Western Peninsular India[J]. Geomorphology, 253: 491—507. [本文引用:1]
[41] Li D P, Du J J, Ma Y S, et al. 2015. Active faults and dip slip rates along the northern margins of the Huashan Mountain and Weinan loess tableland in the southeastern Weihe Graben, Central China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 114: 266—278. [本文引用:1]
[42] Ohmori H, Saito K. 1993. Morphological development of longitudinal profiles of rivers in Japan and Taiwan[J]. Bulletin of the Department of Geography, University of Tokyo, 25: 29—41. [本文引用:1]
[43] Pablo G S, Goy J L, Zazo C, et al. 2003. Fault-generated mountain fronts in southeast Spain: geomorphologic assessment of tectonic and seismic activity[J]. Geomorphology, 50(1-3): 203—225. [本文引用:1]
[44] Rao G, Lin A M, Yan B. 2015. Paleoseismic study on active normal faults in the southeastern Weihe Graben, Central China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 114: 212—225. [本文引用:1]
[45] Rao G, Lin A M, Yan B, et al. 2014. Tectonic activity and structural features of active intracontinental normal faults in the Weihe Graben, central China[J]. Tectonophysics, 636: 270—285. [本文引用:1]
[46] Rebai N, Achour H, Chaabouni R, et al. 2013. DEM and GIS analysis of sub-watersheds to evaluate relative tectonic activity. A case study of the North-south axis(Central Tunisia)[J]. Earth Science Informatics, 6(4): 187—198. [本文引用:1]
[47] Snyder N P, Whipple K X, Tucker G E, et al. 2000. Land scape response to tectonic forcing: Digital elevation model analysis of stream profiles in the Mendocino triple junction region, northern California[J]. Geological Society of America Bulletin, 112(8): 1250—1263. [本文引用:3]
[48] Strahler A N. 1952. Hypsometric(area-altitude)analysis of erosional topography[J]. GSA Bulletin, 63(11): 1117—1142. [本文引用:2]
[49] Wang J M. 1987. The Fenwei rift and its recent periodic activity[J]. Tectonophysics, 133(3-4): 257—275. [本文引用:1]
[50] Whipple K X. 2004. Bedrock rivers and the geomorphology of active orogens[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 32(1): 151—185. [本文引用:2]
[51] Whipple K X, Tucker G E. 1999. Dynamics of the stream-power river incision model: Implications for height limits of mountain ranges, land scape response timescales, and research needs[J]. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 104(B8): 17661—17674. [本文引用:1]
[52] Zhang Y Q, Ma Y S, Yang N, et al. 2003. Cenozoic extensional stress evolution in North China[J]. Journal of Geodynamics, 36(5): 591—613. [本文引用:1]