大青山山前活动断裂展布于河套断陷盆地的大青山南缘, 西部与乌拉山山前断裂呈右阶分布, 长度> 200km, 总体走向NEE, 对呼包凹陷的北缘具有控制作用, 是河套断陷带中重要的活动断裂(国家地震局 “ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988; 李克等, 1994)。 该区断裂自晚更新世以来由差异升降运动为主导, 形成了一系列正断层、 阶状正断层及正倾滑断层, 具有明显的分段活动特征和时空分布不均匀性(国家地震局 “ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988; 李克等, 1994; 吴卫民等, 1996; 江娃利等, 2000; 马保起等, 2000)。 前人将大青山山前断裂自西向东划分为4段: 召湾— 雪海沟段、 雪海沟— 土默特右旗段、 土默特右旗— 土默特左旗段和土默特左旗— 奎素段(马保起等, 2000)。 晚更新世晚期及全新世晚期, 该断裂中段(土默特右旗— 土默特左旗段)的活动较强, 两端活动较弱或不明显(马保起等, 2000; 江娃利等, 2001)。 通过对河套盆地呼包断陷北缘晚更新世冲湖积台地的地形剖面与盆地钻孔资料进行对比, 吴卫民等(1996)认为大青山断裂自晚更新世晚期以来的最大平均垂向滑动速率> 4.0mm/a; 全新世以来, 断裂中部的滑动速率较大, 约1.2~1.4mm/a, 最大值为1.72mm/a, 而在断裂两端速率较小, 西段雪海沟为0.37mm/a, 东段为0.43~0.64mm/a(图1)。

图 1

Fig. 1

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	图 1 研究区地形及主要水系分布图Fig. 1 The map of topography and main drainage system in the study area.

河套盆地呼包段的流域水系主要由一系列发育于大青山的次级流域组成, 随地势由北向南汇入黄河干流。 本研究所涉及的各条河流均发育于大青山, 其形成和演化方式受大青山强烈的构造隆升作用控制和影响。 沿大青山山前断裂带断续分布2~3级晚更新世晚期河湖相地层组成的堆积台地, 断裂断错多位于上更新世地层, 形成断崖, 反映该山前断裂带自晚更新世以来活动强烈, 对现今地貌格局的塑造有重要影响(国家地震局 “ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988; 江娃利等, 2001; 聂宗笙等, 2011)。 区内岩性主要为广泛分布的沉积岩、 变质岩及岩浆岩, 盆地内为全新世沉积物。

大青山EW长约240km, SN宽20~60km, 海拔1 800~2 000m, 主峰海拔2 338m。 各流域汇水盆地的山地高程主要为1 500~2 000m, 与山顶面高度大体相近。 流域下游的冲洪积平原地形起伏度极小, 与上游山顶面垂向落差幅度明显, 最大高差> 1 200m。 巨大的盆地沉降和山体隆升反映了河套断陷形成过程中剧烈的垂直差异运动和拉张性质(邓起东等, 1985; 国家地震局 “ 鄂尔多斯周缘活动断裂系” 课题组, 1988)。

本文所采用的ASTER GDEM(Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer Global Digital Elevation Model)为美国航空航天局(NASA)与日本经济产业省(METI)于2009年6月30日共同推出的最新地球电子地形数据, 该数据由对地观测卫星Terra的最新观测结果制作而成, 陆地覆盖范围为 83° N— 83° S, 陆地表面覆盖率为99%, 是迄今全球范围内可供用户使用的最完整的数字高程模型。 ASTER GDEM的空间分辨率为1arcsec× 1arcsec(约30m× 30m), 垂向和水平精度分别为20m和30m, 置信度为95%, 平面精度较好, 从中国东部典型区的SRTM与ASTER GDEM精度质量评价结果来看, ASTER GDEM在山地和丘陵地形研究中的质量更高(张朝忙, 2013; 南希等, 2015)。

地貌的发育过程与构造活动密不可分。 采用定量化的地貌因子研究区域构造活动及流域演化过程不仅有利于揭示断裂的新活动特征, 而且可为地形的生长及破坏提供重要线索和依据, 是构造地貌学研究的常用方法之一(张韵娴, 2003; 陈彦杰, 2004; Walcek et al., 2012; 苏琦等, 2016b)。

2.2.1 面积-高程积分

汇水盆地的面积-高程积分(Hypsometric integral, HI)可用来判断流域集水盆地的地貌演化阶段(Strahler, 1952; Ohmori, 1993)。 地貌侵蚀循环理论认为地貌间的形态差异可由构造、 营力和时间3个变量确定(Davis, 1899), 构造活动将地表迅速抬升到特定高度后便长时间趋于稳定, 而抬升之后的侵蚀作用则成为改造新一阶段地表形态的主要因素(Strahler, 1952)。 在这种情况下, 地貌残余量可用夷平面之上的地貌形态来反映, 而在构造作用与剥蚀作用共同影响下的地貌体积残存率(HI, 即面积-高程积分值)可表示为与流域高程相关的函数(Pike et al., 1971):

HI=(H_mean-H_min)/(H_max-H_min)(1)

式中, H_max、 H_min和H_mean分别为各汇流盆地的最大、 最小和平均高程值。 面积-高程积分值可由二维形式的面积-高程积分曲线(Hypsometric curve, HC)表示, 当HI< 0.4时, HC的形态为下凹型, 反映侵蚀程度较高的老年期, 受构造活动影响不大(Pike et al., 1971); 0.4≤ HI≤ 0.6时, HC的形态为上凹下凸或上凸下凹型(S型), 对应壮年期; HI> 0.6时, HC的形态为上凸型, 反映侵蚀程度较低的幼年期, 一般位于构造活跃的抬升地区。

2.2.2 河流陡峭指数(k_s)

河道陡峭指数k_s是表征基岩隆升速率与土体流失性能间关系的参数, 其值可通过河道水力侵蚀模型得出(Hack, 1973; Flint, 1974; Howard et al., 1983; Perron et al., 2013; 王一舟, 2017):

E=KAmSndzdt=U-E(2)

式中, E为河道的下切速率, K为有量纲的侵蚀系数, A为流域面积, S为流域河道坡度, m和n为正常数, z表示河道高程, t表示时间, U表示基岩的隆升速率。 当河道某点的高程对时间的变化率恒定 dzdt=0时, 河道坡度(S)与流域面积(A)间存在幂律关系:

S=dzdx=(U/K)1/nA-m/n=ksA-θ(3)

式中, θ =m/n表示流域河道的凹度, x为距出水口的距离。 对方程(3)进行积分, 可得到改进的Chi-plot计算方法(Perron et al., 2013):

z(x)=UKA0m1/nχ(x), 其中χ(x)=∫0xA0/A(x)m/ndx(4)

式中, χ 为河道某高程点到出水口的距离(x)对流域面积(A)的积分值, A₀表示参考面积。 由方程(4)可以看出, 河道高程z与χ 值呈线性相关, 以χ 值为x轴、 高程z为y轴绘图即为Chi-plot方法, χ -z直线的斜率即为陡峭指数k_s(图2)。 k_s与基岩隆升速率呈正相关, 据此可判断隆升速率的快慢, 进而反映构造的抬升变化。

图 2

Fig. 2

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	图 2 积分法分析基岩河道纵剖面的示意图Fig. 2 The sketch map of bedrock river profile analysis by an integral approach.

根据公式(1), 研究计算了7个汇水盆地的面积-高程积分值, 以流域盆地的相对面积比(a/A)为x轴、 相对高度比(h/H)为y轴绘制面积-高程曲线并进行函数拟合, 得到了大青山流域各支流的Strahler曲线(图3)。 为直观地反映区域范围内汇流盆地HI值的空间分布特征, 对149个完整小流域盆地的面积-高程积分值进行了统计, 并利用插值计算获取了面积-高程积分空间分布的规律特征(图4)。

图 3

Fig. 3

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	图 3 大青山流域各支流的Strahler曲线(红色)和拟合曲线(黑色)Fig. 3 Hypsometric curve(red)and fitting curve(black)of the sub-basins of the Daqingshan drainage area.

图 4

Fig. 4

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	图 4 研究区HI值分布图Fig. 4 Distribution map of the HI value in the study area.

本文依据Perron等(2013)改进的基岩河道分析方法— — 积分法, 基于ArcGIS平台, 从30m分辨率的ASTER GDEM数据中获取基岩河道段落的流域面积和高程参数。 河道高程平滑移动窗口选用250m, 假定参考面积A₀为1m²。 同时, 为使不同流域间的陡峭指数参与标准化分析, 将河道的凹度θ 设置为0.45, 得到归一化的河流陡峭度指数k_sn。 根据公式(4)的使用条件, 仅对河道基岩(或基岩-冲积)部分做回归拟合分析(图5)。 为进一步直观地表达区域k_sn值的分布及变化情况, 研究中对全流域内的河道陡峭值进行差值分析, 得到了陡峭指数分布的平面图(图6)。

图 5

Fig. 5

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	图 5 大青山流域河道纵剖面与χ -z图Fig. 5 Stream profiles and Chi-elevation maps of the Daqingshan drainage.

图 6

Fig. 6

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	图 6 大青山地区河道陡峭指数分布图Fig. 6 Distribution map of channel steepness in Daqingshan area.

4.1.1 面积-高程积分

面积-高程积分分析表明大青山流域盆地的HI值主要介于0.5~0.6, 各支流的Strahler曲线形态均为S型(图3), 说明黄河大青山段流域的地貌发育程度整体对应壮年期且偏幼, 处于地貌循环的早期阶段, 侵蚀作用较弱, 构造隆升作用较强。 插值结果显示(图4), 以大青山断裂为界, 北侧山体区的HI值高于南侧盆地区, 且有自西向东变大的特征; 在大青山山前断裂附近形成连续、 沿断裂呈条带状分布的HI低值区; 更南侧则为中等HI值分布区。 一般而言, HI值表现出在山体隆升区大、 在相对沉降区小的特点, 对构造活动有较强的指示意义(陈彦杰, 2004; 苏琦等, 2016a, b)。 在大青山断裂下盘的山体区, 构造仍处于相对上升的活动期和地貌演化的壮年期, 具有较高的HI值, 条带状的低HI值区主要分布于大青山断裂南侧与呼包断陷北缘之间的构造沉陷过渡区, 而在更南侧的盆地内部HI值趋于稳定(图4)。 高积分值意味着流域范围内经构造抬升后的地形面受外营力(风化、 流水作用)剥蚀作用弱, 地表侵蚀体积小(陈彦杰, 2004)。 面积-高程积分值的分布特征揭示了大青山山前断裂控制了盆、 山之间的地貌差异。

4.1.2 河流陡峭指数

河流纵剖面上的上凸点或者上凸部位通常被称为裂点。 根据提取的河道纵剖面图像(图5a)分析, 在所有的7条支流河道中均至少存在1个裂点。 以裂点为界, 纵剖面的形态被分为具有不同陡峭指数的多段(图5b), 表明大青山流域的河道纵剖面仍处于不均衡发育状态。

由全流域内河道陡峭值进行插值分析获得的陡峭指数分布图(图6)显示, 区域的k_sn值分布变化情况明显, 大青山断裂的分界作用清晰。 断裂北侧大青山山体区的陡峭指数沿其走向近连续, 并呈高值分布于大青山隆起, k_sn值的变化整体较为均一; 大青山断裂以南的呼包盆地陡峭指数整体较低。 山、 原间以大青山断裂为界, 河道陡峭指数差异明显。 河道陡峭指数受控于构造抬升, 与抬升速率呈线性正相关(Kirby et al., 2003; Wobus et al., 2006)。 河道陡峭指数的分布特征表明, 大青山山体区抬升幅度大, 基岩快速隆升, 与断裂南缘凹陷盆地内的沉降幅度差异显著, 表明控制盆、 山间差异运动的主体动力源来自大青山山前断裂, 但未出现地质活动速率反映的中间大、 向两端减小的分段性活动特征(吴为民等, 1996)。

构造、 气候、 侵蚀过程三者构成了动态、 耦合的相互作用的体系, 并通过侵蚀和沉积等方式塑造活动构造区的地形地貌(刘静等, 2018)。 面积-高程积分、 河流纵剖面形态及陡峭度差异可能受构造抬升的控制, 还与岩石抗侵蚀能力和气候降水等因素密切相关。 因此, 本研究将逐一讨论大青山地区的构造地貌特征与区域岩性、 降水量变化及构造活动的相关性。

4.2.1 气候

气候因素对地貌最直接的影响就是降水, 降水量可调节河道的径流量, 进而影响河流的侵蚀能力。 利用全球50a内(1950— 2000年)的降水资料(Hijmans et al., 2005), 采用空间插值获得研究区全流域范围内的降水分布特征。 如图 7所示, 大青山地区年平均降水量为390~1 023mm, 流域降水分布自西向东有递增的趋势, 西段的降水量在500mm以下, 东段在800mm以上。

对于面积-高程积分, 一般而言, 流域盆地内降水量越大, 水流对盆地的侵蚀程度越高, 相应的面积-高程积分值越小。 沿大青山走向, HI值自西向东变高(图4), 降雨量却在增加(图7); 同时, 沿大青山断裂走向的低HI值区也没有降雨量明显增加的特征。 因此, 降雨量对HI值的分布无直接影响。 从数据中可以看出, 7条河道的裂点数目未出现自西向东增加或减少的特征(图5), 河道陡峭指数分布未出现自西向东增加的趋势(图6), 而在降水量加大的呼和浩特和奎素一带也未出现河道陡峭指数高值分布的特征。 因此, 降水量与河道陡峭指数之间的内在联系不强, 其改造能力有限, 整体而言, 降水对大青山地区的地貌改造作用不大。 导致这种现象出现可能的原因为大青山地处荒漠— 半荒漠地区, 典型的温带季风气候使该区降水量低而不均, 寒暑交替过程较为剧烈, 不能受水流剥蚀营力长期、 稳定、 强烈的作用和改造, 因而降水量对地貌发育程度的贡献有限。

图 7

Fig. 7

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	图 7 研究区年降水量分布图 R1武当沟; R2水涧沟; R3美岱沟; R4头道沟; R5 水磨沟; R6乌素图沟; R7哈拉沁沟Fig. 7 Distribution map of annual precipitation in the study area.

4.2.2 岩性

地表形态和侵蚀系数都会因岩性的差异而发生改变(Moglen et al., 1995; Tucker et al., 1996; Stock et al., 1999; Sklar et al., 2001; 王一舟, 2017)。 强度高、 硬度大的岩石不容易受到侵蚀, 易于保持原有地貌; 而强度低、 质地松软的岩石容易被侵蚀, 从而形成新的地貌形态。 通过对比研究区岩性的分布, 可揭示岩性差异与HI值、 河流裂点发育及河道陡峭度指数变化之间存在的相关性。

大青山山体区分布的地层主要包括太古界及元古界变质岩, 古生界的砂岩及页岩, 中生界的砂岩、 泥灰岩及碎屑岩, 新近系砂岩、 砂砾岩及各个时期的岩浆岩; 呼包盆地区主要分布第四系湖相沉积, 岩性以粉细砂夹黏土、 砾石层为主(图8)。 大青山山体区的岩性差异较大, 但7个流域盆地的HI值大体保持一致(图3)。 同为第四系沉积物, 盆地内HI值的差异却较大(图4), 表明HI值的差异分布与岩性关系不大。 仔细对比河道纵剖面中裂点与岩性分布的关系(图8), 发现研究区绝大部分裂点位于不同地层的岩性转化界限上或附近。 在这些裂点的上、 下游河段, 河道的χ -z剖面被裂点分隔为不同段, 指示k_sn值发生了较大改变(图5)。 但是, 位于哈拉沁沟上游及下游处的裂点, 二者的河道陡峭指数发生了10倍的改变, 而这种变化却发生在相同类型、 抗侵蚀能力一致的变质岩区域; 在水涧沟流域, 裂点上游的石炭系砂岩要比裂点下游的太古界岩浆岩抗侵蚀能力强, 而陡峭指数却近相同, 这表明河道纵剖面的裂点发育与岩性接触并无明显的对应关系, 岩性对其控制作用微弱。 在大青山断裂下盘的山体区, 西侧主要为侏罗系砂岩及石英砂岩, 东侧主要为太古界、 元古界变质岩及岩浆岩, 砂岩的抗侵蚀能力要强于变质岩, 但西侧流域上游的陡峭指数却低于东侧(图6)。 同样, 在岩石类型复杂的东侧, 石炭系砂岩及变质碎屑岩的抗侵蚀能力要强于变质岩与岩浆岩, 但陡峭指数却近相同, 未出现显著的差异。 因此, 研究区岩石抗侵蚀能力的差异与地貌参数变化无明显的对应关系, 岩性对面积-高程积分值的分布、 河道纵剖面发育和陡峭指数变化没有直接的影响。

图 8

Fig. 8

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	图 8 研究区岩性分布图 R1武当沟; R2水涧沟; R3美岱沟; R4头道沟; R5 水磨沟; R6乌素图沟; R7哈拉沁沟Fig. 8 Lithological distribution map in the study area.

4.2.3 构造作用

通过上述分析可知, 大青山地区的降雨、 岩性对本区区域构造地貌演化的影响有限。 因此, 地貌因子的差异可能主要反映了该地区构造活动强度的不同。 通过对面积-高程积分值和河流陡峭指数的分布特征进行讨论, 可以得到构造活动对这些地貌因子的控制作用: 沿断裂构造带, 断裂下盘为构造抬升区, HI值及陡峭指数呈高值(图 4, 图6); 断裂上盘为构造沉降区, HI值及陡峭指数呈连续的低值分布(图 4, 图6)。 根据前述对降雨条件和岩性的分析认为, 河道纵剖面裂点受二者的影响作用有限, 岩性至多对河道裂点有一定的影响。 对于流域内中、 下游河道的裂点, 距山前断裂愈近, 其陡峭指数也愈高(图5b), 而距山前断裂较远处的上游裂点陡峭指数明显较小, 表明断裂的活动强度在沿河道由下游向上游传递的过程中存在明显的衰变过程, 进而使裂点的上、 下游表现出差别发育的特征, 因而山前断裂构造活动是引起河道纵剖面不均衡特征的主控因素, 对裂点的发育起决定性作用。

大青山地区的主要断裂为大青山断裂, 其构造活动对山脉整体隆升有着重要的控制作用。 如前文所述, 大青山断裂活动具有分段特征, 全新世以来的滑动速率为0.37~1.72mm/a, 并具有中间大、 向两侧逐渐减小的趋势(吴为民等, 1995)。 该滑动速率值与河套盆地北缘断裂带其它断裂的滑动速率具有较高的可比性, 如乌拉山山前断裂全新世滑动速率为0.4~1mm/a(马保起等, 1998)、 色尔腾山山前断裂全新世滑动速率为0.65~0.86mm/a(龙建宇等, 2017)、 狼山断裂全新世滑动速率为0.66~1.6mm/a(Dong et al., 2018), 以上结果表明大青山断裂的滑动速率结果较为可信。 但反映基岩抬升的陡峭指数并未显示中间大、 向两侧逐渐减小的特征, 这可能与数据分辨率及时间尺度有关, 其原因有待进一步研究。