程三友，李英杰

(1.長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西 西安 710054;2.陜西省環(huán)境科學(xué)研究設(shè)計(jì)院，陜西 西安 710061)

撫仙湖流域地貌特征及其構(gòu)造指示意義

程三友1，李英杰2

(1.長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西 西安 710054;2.陜西省環(huán)境科學(xué)研究設(shè)計(jì)院，陜西 西安 710061)

以數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，運(yùn)用ArcGIS軟件平臺(tái)，從數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)中提取撫仙湖流域內(nèi)相對(duì)獨(dú)立的61個(gè)亞流域，其中34個(gè)位于小江斷裂東側(cè)的山地中，另外27個(gè)位于小江斷裂西側(cè)的山地中;然后計(jì)算每一個(gè)流域單元流域的面積、周長、河流總長、形狀指數(shù)、平均坡度、相對(duì)高差以及高程-面積積分值和水系分支比，劃分流域等級(jí)等。通過對(duì)流域地貌參數(shù)以及高程-面積積分值和分支比等的特征參數(shù)的詳細(xì)分析，初步表明撫仙湖兩側(cè)水系和亞流域的發(fā)育具有東西分異的特征。這些特征指示了撫仙湖水系兩側(cè)晚新生代構(gòu)造活動(dòng)的差異性，反映了小江斷裂帶東西兩側(cè)的不均衡抬升。小江斷裂帶的活動(dòng)控制了撫仙湖流域晚新生代快速隆起，滇中高原快速隆起以及小江構(gòu)造帶內(nèi)部差異活動(dòng)是造成撫仙湖流域東西差異特征地貌的主要原因。

數(shù)字高程模型;地貌;高程-面積積分值;水系分支比

0 引言

20世紀(jì)50年代，美國地貌學(xué)家斯特拉勒 (Strahler.N)提出的高程-面積分析法將戴維斯地貌循環(huán)理論定量化，此方法的建立推動(dòng)了流域侵蝕地貌演變的定量化研究［1］。隨著地理信息系統(tǒng) (GIS)技術(shù)的不斷發(fā)展，數(shù)字高程模型 (DEM)數(shù)據(jù)的應(yīng)用使地表地貌過程的研究由定性轉(zhuǎn)變到半定量-定量化階段［2］。將DEM引入到地貌演化過程的研究使傳統(tǒng)的地貌學(xué)研究得到深入和擴(kuò)展［3～5］，研究尺度也由局部尺度擴(kuò)展到宏觀的造山帶、大陸板塊甚至全球構(gòu)造地貌［6～8］。應(yīng)用地貌學(xué)進(jìn)行新構(gòu)造研究是一種比較成熟的、傳統(tǒng)的方法。由于水系對(duì)于構(gòu)造、氣候等外來變量因素的改變非常敏感，因此水系河流演化通常詳細(xì)記錄了造山帶系統(tǒng)最新近時(shí)期的細(xì)微變動(dòng)。在快速構(gòu)造隆起地區(qū)，先期發(fā)育水系的相對(duì)平衡狀態(tài)會(huì)由于響應(yīng)構(gòu)造活動(dòng)而改變，水系因此也會(huì)重新演化、調(diào)整和組合，并再次迅速適應(yīng)構(gòu)造活動(dòng)所造就的變形及形變，因此通過區(qū)域性的侵蝕和地貌演化研究，可以揭示區(qū)域性構(gòu)造活動(dòng)的基本特征［9～12］。本文以GIS為技術(shù)支撐，對(duì)美國航空航天局 (NASA)獲取的最新數(shù)字高程模型數(shù)據(jù) (SRTM-DEM)處理分析，從撫仙湖流域盆地的DEM數(shù)據(jù)中提取出高程-面積積分值、水系分支比、亞流域的周長、面積、河流總長度、形狀指數(shù)、平均坡度和相對(duì)高差等地形參數(shù)系統(tǒng)，通過對(duì)所獲取的流域及61個(gè)亞流域各量化參數(shù)以及高程-面積積分值特征的綜合分析，對(duì)其地貌特征成因進(jìn)行分析，并探討其對(duì)新構(gòu)造的指示意義。

1 研究區(qū)概況

撫仙湖流域位于云南省中部，屬珠江流域南盤江水系，是一個(gè)半封閉的山間盆地型流域，流域面積675km2。中心的撫仙湖是我國已知的第二深水湖泊，湖泊面積211km2，湖面海拔1721m，最大水深157.3m，平均水深87m，是典型的深水、斷陷、高原湖泊。在大地構(gòu)造位置上，撫仙湖流域?qū)儆趽P(yáng)子板塊的西緣，“康滇古陸”的一部分，基底為中元古界昆陽群復(fù)理石、鈉質(zhì)火山巖、碳酸鹽建造，經(jīng)晉寧運(yùn)動(dòng)形成褶皺基底。沉積蓋層很薄，主要由一套南華紀(jì)至晚三疊世的海陸交互相碎屑巖、碳酸鹽巖、基性火山巖、陸相含煤建造組成。之后本區(qū)全部轉(zhuǎn)為陸相沉積，主要為含煤磨拉石建造、紅色碎屑巖建造。晚古近世以來，該地區(qū)持續(xù)隆升，形成一系列小型山間盆地如撫仙湖盆地，為內(nèi)陸碎屑含煤建造，局部遭受構(gòu)造變形［13］(圖 1)。

圖1 撫仙湖流域地質(zhì)略圖Fig.1 A sketch map of Fuxianhu drainage basin

2 數(shù)據(jù)及分析方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)的獲取有多種途徑，如地形圖等高線數(shù)字化和基于航空影像的攝影測量數(shù)據(jù)等。SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)利用新型合成孔徑干涉成像雷達(dá)技術(shù)，成功采集到近全球的DEM數(shù)據(jù)，為全球尺度的地形地貌研究提供了高精度數(shù)據(jù)保證［14］。這是目前能獲得的世界范圍內(nèi)最高精度的公開地形數(shù)據(jù)，美國之外的其他國家和地區(qū)的空間分辨率為90m，進(jìn)行重采樣后為100m。本文采用美國航空航天局 (NASA)獲取的最新數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)對(duì)撫仙湖流域地貌進(jìn)行分析。

圖2 撫仙湖流域分布圖Fig.2 A map showing the distribution of the Fuxianhu drainage basin

2.2 水系網(wǎng)絡(luò)提取

水系級(jí)別的定義采用現(xiàn)今最為廣泛流行的Strahler分類系統(tǒng)。以ArcGIS9.0為技術(shù)平臺(tái)，利用水文分析模塊，可以自動(dòng)提取撫仙湖流域內(nèi)部的地表水系網(wǎng)絡(luò)。圖2顯示了本文所獲取的撫仙湖流域水系網(wǎng)絡(luò)的分布特征。

2.3 亞流域提取

撫仙湖流域是一個(gè)半封閉的流域，河流作用主要表現(xiàn)為東西兩側(cè)的山地遭受侵蝕而降低、中部的斷陷盆地發(fā)生堆積。同盆地沉降相比，山地水系的地貌演化更直接地反映了斷裂差異活動(dòng)的強(qiáng)弱。因此，選擇山地的小流域進(jìn)行地貌演化的定量分析。本文將撫仙湖流域內(nèi)的撫仙湖湖泊定義為整個(gè)撫仙湖流域的匯水點(diǎn)，而相應(yīng)各亞流域的匯水點(diǎn)則分別定義為位于撫仙湖湖泊各個(gè)方向的邊界，各支流都匯入撫仙湖內(nèi)。同時(shí)以黑白色調(diào)顯示DEM影像 (像元顏色由黑到白像元高程值由小到大)，則在數(shù)字高程模型影像上由于流域內(nèi)的溝谷表現(xiàn)為深色調(diào)，溝脊表現(xiàn)為淺色調(diào)，流域內(nèi)的水系網(wǎng)絡(luò)型式清晰可見，從水系的上游追溯到下游，水流逐漸匯合，最終匯成一條主流流入撫仙湖。據(jù)此，本文在撫仙湖流域東、西側(cè)山地中分別提取出34、27個(gè)亞流域 (見圖2)。亞流域內(nèi)水系的最高級(jí)數(shù)即為亞流域等級(jí)［16］。

在提取水系網(wǎng)絡(luò)、流域以及亞流域的基礎(chǔ)上，可以進(jìn)一步提取出河流的分支比。河流的分支比是亞流域內(nèi)所有每一級(jí)別水系的總數(shù)與下一級(jí)別水系總數(shù)比值的平均值［15］。比如，一級(jí)水系由12條，二級(jí)8條，三級(jí)3條。那么，該河流的分支比則為:(12/8+8/3)/2=2.08。本文計(jì)算了撫仙湖流域東西兩側(cè)山地中61個(gè)亞流域的水系分支比。

2.4 高程-面積分析法

高程-面積分析法首先涉及到的是流域高程-面積積分曲線，即Strahler積分曲線，它是反映流域地貌發(fā)育階段與侵蝕間關(guān)系的數(shù)學(xué)模型。對(duì)于每一個(gè)單獨(dú)獨(dú)立的流域單元都可以作出與其對(duì)應(yīng)的Strahler積分曲線，曲線下方與坐標(biāo)軸之間所圍的面積，即侵蝕積分值或高程-面積積分值。這種積分值的大小可以定量反映該曲線所對(duì)應(yīng)的某個(gè)具體的獨(dú)立流域單元遭受侵蝕的程度，進(jìn)一步可以間接推斷出演化時(shí)間的長短、發(fā)育階段的早晚［12］。本文不考慮和研究曲線的具體形態(tài)，僅計(jì)算高程-面積積分值，具體結(jié)果見表1。

2.5 三維顯示地貌圖

由遙感圖像和數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)疊加生成了撫仙湖流域三維顯示地貌圖 (圖3)。

3 分析結(jié)果及討論

3.1 流域地貌基本特征

撫仙湖流域地處滇中盆地中部長江水系與珠江水系的分水嶺地帶。由圖2和圖3可見，流域四面環(huán)山，周圍多為海拔2500m左右的斷塊侵蝕山地，山體呈階梯狀，南北向延伸，西部高于東部，北部高于南部;較高的山峰有谷堆山、三嶺子山、三梁子山和鼻子山等，海拔均在2500～2650m左右。流域的中心為撫仙湖，湖泊岸線平直，整個(gè)湖面呈南北向的倒葫蘆形，兩端大，中間窄，湖岸和湖盆的特征均呈現(xiàn)出典型的地塹斷陷湖泊的形態(tài)。湖的南北兩端形成湖積-沖積平原，岸帶平緩。北部的平原面積較大，約40km2，由北向南傾斜;由于地形的起伏，平原上有很多池塘沼澤。北端岸線平直，略向北彎曲。南部的平原面積較小，且被分為東西兩塊，東塊大于西塊。湖的東西兩岸，地勢陡峭，峭壁直逼湖邊，形成位于東西兩側(cè)的巖石陡峭岸帶。在近湖岸區(qū)，西岸與東岸相比，地勢相對(duì)平坦。東西兩岸均被中、低山圍繞，斷層發(fā)育，為斷層崖或斷塊山，分水嶺呈“人”字形分布，斷塊山在湖區(qū)分布較廣，其山脈自北向南延伸，延綿不斷，山體陡峭。

圖3 撫仙湖流域三維顯示地貌圖Fig.3 3D map of Fuxianhu drainage basin

3.2 流域東西兩側(cè)亞流域?qū)Ρ?/h3>

通過對(duì)撫仙湖流域盆地東西兩側(cè)61個(gè)亞流域的等級(jí)劃分，以及對(duì)其面積、周長以及亞流域內(nèi)河流總長度、形狀指數(shù)、平均坡度和相對(duì)高差的統(tǒng)計(jì)分析顯示，流域東西兩側(cè)存在顯著的特征差異 (表1)。關(guān)于亞流域等級(jí)，西側(cè)最高級(jí)別為4，3個(gè)3級(jí)，9個(gè)2級(jí)，14個(gè)1級(jí)，而東側(cè)最高級(jí)為3，15個(gè)1級(jí)，只有2個(gè)3級(jí)。關(guān)于亞流域面積，西側(cè)亞流域面積相對(duì)較大，平均面積為7.31km2，面積較大的0#和26#亞流域均發(fā)育于西側(cè)，最大的0#亞流域面積達(dá)83.25km2;而東側(cè)亞流域平均面積僅為5.76km2，最大的3#亞流域面積為57.38km2。關(guān)于亞流域河流總長，西側(cè)亞流域河流總長可達(dá)87.32km，且亞流域平均河流總長為7.46km，而東側(cè)亞流域河流總長為57.38km，且亞流域平均河流總長為5.66km。關(guān)于亞流域內(nèi)相對(duì)高差，東側(cè)相對(duì)高差絕大部分均大于200m，相對(duì)高差大于800m的亞流域發(fā)育3個(gè)，其極值可達(dá)998m，而西側(cè)亞流域相對(duì)高差大于800m的發(fā)育6個(gè)，其極值可達(dá)1044m。兩側(cè)亞流域形狀指數(shù)分析結(jié)果表明，西側(cè)的形狀指數(shù)平均值高于其東側(cè)，這表明東側(cè)亞流域平面形狀相對(duì)較為狹長。兩側(cè)亞流域平均坡度特征也差異顯著，西側(cè)坡度較大。

3.3 流域水系分支比變化規(guī)律

撫仙湖兩側(cè)流域地貌發(fā)育呈現(xiàn)明顯的東西分異現(xiàn)象，東西兩側(cè)亞流域水系分支比存在一定差異 (表1)。與撫仙湖東側(cè)亞流域相比較，西側(cè)27個(gè)亞流域中，8個(gè)表現(xiàn)出了較高的分支比，西側(cè)亞流域分支比以大于或等于1為主，最大值為5.33;而東側(cè)34個(gè)亞流域盆地中有2個(gè)盆地內(nèi)河流分支比小于1，其余各河流的分支比均介于1.0～2.0。河流分支比表征了流域內(nèi)水系發(fā)育的成熟度，分支比越大，表明水系發(fā)育得越成熟，相應(yīng)地流域更加趨于演化階段的后期;反之，分支比越小，表明水系未完全發(fā)育或者處于新近生成的狀態(tài)，流域處于演化的初始階段［9～13］。

表1 撫仙湖流域亞盆地主要特征參數(shù)Table 1 Characteristics of the sub-basins in the Fuxianhu drainage basin

3.4 流域地貌發(fā)育階段劃分

按照戴維斯地貌旋回理論，當(dāng)流域高程-面積積分值大于0.60時(shí)，地貌特征變化迅速，水系不斷擴(kuò)展分支，流域侵蝕劇烈，是地貌發(fā)育的不均衡階段，稱為幼年期。當(dāng)高程-面積積分值小于0.60時(shí)，是地貌發(fā)育的均衡階段;該階段又可劃分為2個(gè)時(shí)期:高程-面積積分值小于0.60且大于0.35時(shí)，為壯年期;高程-面積積分值小于0.35時(shí)，為老年期。為了更詳細(xì)地區(qū)分研究區(qū)各流域的地貌發(fā)育階段，可對(duì)積分值為0.35～0.60的壯年期作更細(xì)致的劃分，0.35～0.40的老年壯期、0.40～0.50的壯年老期和0.50～0.60的壯年期［10］。

研究區(qū)各流域高程-面積積分值見表1。由表1可知，撫仙湖東側(cè)山地中的34個(gè)小流域的高程-面積積分值在0.25到0.62之間，其中有2個(gè)小流域處于幼年期 (24#，55#)，地貌特征變化迅速，水系不斷擴(kuò)展分支，流域侵蝕劇烈，是地貌發(fā)育的不均衡階段，5個(gè)小流域處于老年期 (4#，8#，42#，59#，60#)，其他整體上均處于壯年期以及壯年老期階段，侵蝕能力從強(qiáng)烈逐漸向中度衰減轉(zhuǎn)化。西側(cè)山地的27個(gè)小流域的高程-面積積分值在0.15到0.60之間，其中6個(gè)處于老年期，其他整體上均處于從壯年期以及壯年老期和老年壯期的過渡階段。整體分析這些老年期小流域發(fā)現(xiàn)其大致位置在湖泊北側(cè)和南側(cè)。湖泊東西兩側(cè)對(duì)比而言，東側(cè)侵蝕能力相對(duì)于西側(cè)要略強(qiáng)。

3.5 流域地貌東西差異成因探討

撫仙湖流域地貌的分析研究表明，該流域的一些地貌特征參數(shù)存在顯著的東西分異特征，兩側(cè)亞流域呈不對(duì)稱發(fā)育的狀況，如亞流域等級(jí)劃分、面積、周長、河流總長、形狀指數(shù)、平均坡度、相對(duì)高差、水系分支比以及高程-面積積分值等多個(gè)方面均有顯著差異。一般地，流域地貌發(fā)育出現(xiàn)分異現(xiàn)象的主要原因有構(gòu)造運(yùn)動(dòng)、巖性、氣候等幾個(gè)方面或構(gòu)造-氣候耦合作用對(duì)河流的影響［16］。

撫仙湖盆地是滇中高原在晚古近世以來抬升過程中形成的斷陷型湖盆地之一［17～18］，位于小江斷裂帶上 (圖4)。小江斷裂帶是滇東地區(qū)南北向構(gòu)造帶的主體，康滇菱形斷塊的邊界斷裂，近期斷裂帶新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)較為強(qiáng)烈，具左旋性質(zhì)，水平錯(cuò)距達(dá)2.5～3km，沿湖兩側(cè)出現(xiàn)的斷層崖壁顯示為高角度的正斷層。撫仙湖盆地呈SN向長軸狀，西小江斷裂在該湖盆北端分裂成2條近直立的分支斷裂，分別構(gòu)成該湖盆的東、西邊界。在印度和歐亞大陸晚新生代 SN向陸內(nèi)匯聚作用下，川滇地塊沿小江左行走滑斷裂和紅河右行走滑斷裂發(fā)生向SE的側(cè)向逃逸和順時(shí)針旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)，其南緣地殼發(fā)生擠壓縮短和隆升。其中，滇中高原的擠壓變形引發(fā)上部地殼的近EW向伸展，使得小江斷裂左行走滑具有垂向運(yùn)動(dòng)分量［18～20］。撫仙湖流域位于亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)，屬中亞熱帶半濕潤季風(fēng)氣候，在如此小的區(qū)域內(nèi)氣候特征基本不存在差異;此外，撫仙湖流域四周出露的的地層按巖性主要有三大類:①石灰?guī)r與白云巖，②砂頁巖和礫巖，③玄武巖。從地層巖性來看，南北向撫仙湖流域水系東西兩側(cè)的河床基底呈對(duì)稱分布［13］。因此，導(dǎo)致?lián)嵯珊饔虻孛舶l(fā)育出現(xiàn)東西分異的主要因素，應(yīng)是晚新生代以來撫仙湖兩側(cè)不同構(gòu)造單元沿小江斷裂帶發(fā)生不協(xié)調(diào)構(gòu)造隆升所致，即撫仙湖流域地貌特征是晚新生代 (或新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)期)以來，小江斷裂強(qiáng)烈的左旋走滑運(yùn)動(dòng)以及兩側(cè)斷塊垂直差異活動(dòng)［21～24］，使撫仙湖流域受小江斷裂控制發(fā)生差異性構(gòu)造隆升的具體地貌響應(yīng)［17～18］。

圖4 滇中高原及其周緣運(yùn)動(dòng)學(xué)模式(據(jù) Michael A.2000［7］，有修改)Fig.4 Kinematic model of the central Yunnan Plateau and its adjacent regions(after Michael A，2000［7］)

4 結(jié)論

本文通過對(duì)流域地貌參數(shù)以及高程-面積積分值和水系分支比等的特征參數(shù)的詳細(xì)分析，初步表明撫仙湖兩側(cè)水系和亞盆地的發(fā)育具有東西分異的特征。這些特征指示了撫仙湖水系兩側(cè)晚新生代構(gòu)造活動(dòng)的差異性，反映了小江斷裂帶東西兩側(cè)的不均衡抬升。小江斷裂帶的活動(dòng)控制了撫仙湖流域晚新生代快速隆起，滇中高原快速隆起以及小江構(gòu)造帶內(nèi)部差異活動(dòng)是造成撫仙湖流域東西差異特征地貌的主要原因。

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GEOMORPHOLOGY OF THE FUXIANHU DRAINAGE BASIN AND ITS STRUCTURAL IMPLICATION

CHENG San-you1，LI Ying-jie2
(1.School of Earth Sciences and Resourecs，Chang'an Universty，Xi'an 710054，China;2.Shaanxi Provincical Academy of Environmental Science Research and Design，Xi'an 710061，China)

We took adavage of ArcGIS software platform to obtain the data of geometrical shapes and boundaries of 61 sublevel individual watersheds in the Fuxianhu drainage With SRTM-DEM as the basic data，34 in the ridges east to Xiaojiang fault，27 in the ridges west to the Xiaojiang fault.Afterwards，we calculated the watershed areas，perimeters，river lengths，shape indexs，average slopes，relative height differences，elevation-area integral values，the drainage branching ratios and the level of the 61 watersheds.The results show some differences between the east and west ridges.These features indicates the difference in Late Cenozoic tectonic activity on both sides of the Fuxianhu drainage and reflects the uneven uplift on east and west sides of the Xiaojiang fault zone.The activity of the Xiaojiang fault zone imposed a control over the rapid uplift of the Fuxianhu drainage during the Late Cenozoic basin，and the rapid uplift of the Central Yunnan Plateau and the difference in activity of interior of the Xiaojiang fault zone are the leading factors causing the different topographies on east and west sides of the Fuxian drainage.

digital elevation model(DEM);geomorphology;the elevation-area integral values;the drainage branching ratios

P 931.7

A

1006-6616(2010)04-0383-10

2009-01-22

長安大學(xué)校發(fā)展科技基金 (編號(hào):07Z1503051001)，國家技術(shù)發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目 (編號(hào):2009ZX07212-002)。

程三友 (1977-)，女，博士，講師，主要從事遙感地質(zhì)學(xué)等方面的研究，E-mail:zysych@chd.edu.cn。