林玲玲，李雪梅，張會平，馬字發(fā)

1.中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100029；2.防災(zāi)科技學(xué)院，河北省地震動力學(xué)重點實驗室，河北 三河 065201；3.中國科學(xué)院成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所，成都 610041

0 引言

認(rèn)識地貌隨時間的演化是重建過去的構(gòu)造、氣候過程以及沉積序列的基礎(chǔ)，而地貌演化與水系演化是基本耦合的，因此水系演化是識別地貌演化過程，重建構(gòu)造、氣候過程和沉積序列的重要切入點(Tucker and Slingerland，1997；Mather，2000；Hancock and Anderson，2002；Bonnet，2009；Pritchard et al.，2009；Kirby and Whipple，2012；Willett et al.，2014)。水系是地貌演化動態(tài)系統(tǒng)中的一部分，在這一系統(tǒng)中河道幾何形態(tài)、河道梯度、水系形態(tài)都向著構(gòu)造隆升與侵蝕之間的平衡狀態(tài)(Howard，1965)以及與氣候條件和基巖抗侵蝕能力有關(guān)的平衡狀態(tài)調(diào)整(Whipple，2001)。分水嶺是分隔相鄰兩個流域的界線，是地貌演化的動態(tài)因素，通過連續(xù)或不連續(xù)的水系襲奪而發(fā)生遷移，從而導(dǎo)致整個水系重組(Willett et al.，2014)。因此，水系襲奪和分水嶺遷移研究能夠解譯水系和地貌演化過程，是水系演化研究的重點(Vacherat et al.，2017)。

已有的大多數(shù)地貌或水系演化研究主要關(guān)注單個河流襲奪或分水嶺遷移事件，主要依據(jù)不規(guī)則水系形態(tài)、風(fēng)口、古河道、斷頭河、裂點、階地、沉積物物源/粒度變化等地質(zhì)、地貌證據(jù)(Bishop，1995；Stokes et al.，2002；Clark et al.，2004；Maher et al.，2007；Prince et al.，2010，2011)。然而，這些地質(zhì)和地貌證據(jù)很難保存和識別，尤其是在侵蝕強(qiáng)烈的地區(qū)，并且這些研究很難描述流域分水嶺的整體遷移過程。在基巖河道河流水力侵蝕模型中河道上任意點對上游流域面積的積分稱為chi(χ)值。近期，河流地貌數(shù)字化研究利用分水嶺兩側(cè)chi(χ)值差異來描述分水嶺的動態(tài)遷移過程，為解釋大尺度的河流襲奪事件，描述水系的整體演化過程提供條件(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)。

位于鄂爾多斯塊體西北緣的桌子山地區(qū)，是屬于東西向的逆沖推覆構(gòu)造體系中的一個背斜構(gòu)造，總體呈南北走向(趙紅格等，2006)。對桌子山地區(qū)衛(wèi)星影像和水系進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)該區(qū)域的水系樣式存在明顯異常。流經(jīng)桌子山西麓奧陶系地層的水系河道平直，河谷深切；而流經(jīng)背斜核部的水系則迅速側(cè)向擴(kuò)展。背斜核部的河流與兩翼的河流之間可能存在著相互襲奪的關(guān)系，為水系襲奪研究提供了良好場所。文章通過桌子山地區(qū)的水系樣式分析和基于12.5 m DEM數(shù)據(jù)桌子山地區(qū)chi(χ)值的提取來研究桌子山地區(qū)河流襲奪和分水嶺遷移。

1 區(qū)域背景

桌子山地區(qū)位于鄂爾多斯盆地西北緣(圖1)，處于鄂爾多斯穩(wěn)定地塊與阿拉善古陸的結(jié)合部位，中—新生代以后受印支運動、燕山運動、喜馬拉雅運動影響較為明顯，屬于鄂爾多斯盆地西緣巨型沖斷帶的一部分(鄭文俊等, 2019; 康玉柱等, 2019)。桌子山地區(qū)現(xiàn)今的地形地貌表現(xiàn)為由西向東一系列的背斜夾向斜構(gòu)造組成的大型褶皺體系，其向斜和背斜翼部多含有斷層。該區(qū)總體的構(gòu)造特征為東西向的逆沖推覆為主的斷裂、背斜、向斜夾雜的復(fù)合構(gòu)造體(趙紅格等，2006)。桌子山屬于該構(gòu)造體系中的一個背斜構(gòu)造，總體呈南北走向，最高海拔2149.4 m，相對高差600 m。

a—研究區(qū)位置圖，位于鄂爾多斯塊體的西北部；b—研究區(qū)與青藏高原塊體的位置

a—桌子山地質(zhì)圖(據(jù)新召幅1∶20萬區(qū)域地質(zhì)圖，1981修改)；b—巖石的抗侵蝕強(qiáng)度分布圖(LE為巖性的抗侵蝕指數(shù))

2 理論方法與結(jié)果分析

2.1 chi(χ)值原理

在基巖河道河流水力侵蝕模型中，侵蝕速率E與河道梯度S、上游流域面積A呈冪次函數(shù)關(guān)系(Whipple and Tucker, 1999；Kirby and Whipple，2012)：

E=KAmSn

(1)

公式中K為侵蝕系數(shù)，代表流域內(nèi)基巖河流的可侵蝕效率,包含氣候、巖性、沉積物通量、河道幾何形態(tài)等對侵蝕效率的影響；m為面積指數(shù)，n為河道梯度指數(shù)。假定構(gòu)造引起的基巖抬升速率為U，河道上某點的高程為z隨時間t變化，其沿河道的溯源距離為x(即從出水口到分水嶺的方向)，由此可得河道高程變化速率為：

(2)

(3)

對(3)式兩端進(jìn)行積分，可得：

(4)

(5)

(6)

公式(5)、(6)中zb為河道起始點的高程，將河道上任意點x對上游流域面積的積分定義為χ，即

(7)

則方程(6)可轉(zhuǎn)化為

(8)

公式(8)中A0為參考流域面積，可以取任意值。

z(x)=zb+(ksn/Aθref)χ

(9)

公式(9)反映出河道高程z與χ值之間存在線性關(guān)系，當(dāng)A0取特定值時，直線的斜率可以近似等于標(biāo)準(zhǔn)河道陡峭指數(shù)ksn。從圖3可以看出，χ值的差異不僅與流域面積的變化有關(guān)，也與標(biāo)準(zhǔn)河道陡峭指數(shù)ksn以及河道初始高程zb有關(guān)。在設(shè)定不同流域的初始高程為相同值的情況下，分水嶺兩側(cè)χ值的差異主要受河道陡峭程度的影響，標(biāo)準(zhǔn)河道陡峭指數(shù)ksn較大的一側(cè)所對應(yīng)的χ值較小，標(biāo)準(zhǔn)河道陡峭指數(shù)ksn較小的一側(cè)所對應(yīng)的χ值較大。標(biāo)準(zhǔn)河道陡峭指數(shù)ksn主要與抬升速率U和侵蝕系數(shù)K相關(guān)，因而χ值的變化也主要與區(qū)域構(gòu)造抬升速率和侵蝕效率相關(guān)。

圖3 河道高程和chi(χ)值的線性關(guān)系(據(jù)Whipple et al.，2017修改)

Willett et al.(2014)提出利用分水嶺兩側(cè)chi(χ)值差異來描述分水嶺的動態(tài)遷移過程，能夠解釋大尺度河流襲奪事件，描述水系的動態(tài)演化過程(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)。當(dāng)分水嶺兩側(cè)的構(gòu)造抬升速率U或侵蝕效率K存在明顯差異時，分水嶺兩側(cè)水系的chi(χ)值會處于不均衡狀態(tài)，分水嶺會由chi(χ)值較小的一側(cè)向chi(χ)值較大的一側(cè)遷移(圖4a)。由公式(7)可以計算出，當(dāng)河流襲奪發(fā)生時，襲奪河的流域面積會相應(yīng)增加，使得chi(χ)值變大；被襲奪河的流域面積會相應(yīng)減小，使得chi(χ)值減小(圖4b)，最終導(dǎo)致分水嶺兩側(cè)的chi(χ)值差異減小，水系演化趨于均衡狀態(tài)(圖4c、4d)。

圖4 均衡和非均衡狀態(tài)的流域盆地及河道chi(χ)值剖面(據(jù)Willett et al.，2014修改)

2.2 桌子山水系樣式分析及chi(χ)值計算

流經(jīng)桌子山背斜構(gòu)造的水系均為垂直于南北向構(gòu)造線的橫向水系，但東西兩側(cè)的河流樣式存在差異，流經(jīng)背斜西翼的水系河道平直，河谷深切，并直接匯入黃流干流；而流經(jīng)背斜東翼的河流先匯入山前的縱向河流再從褶皺的南北兩端匯入到黃河干流。西翼的橫向河流又可以分成兩種模式，一種是發(fā)源于山前，流域面積較小的；另一種模式是河流穿過背斜核部，源頭在腹地，具有較大的匯水面積，例如中部的蘇拜溝穿越了背斜核部并迅速側(cè)向擴(kuò)展(圖5a)。因此桌子山南北向的主分水嶺不連續(xù)，被中部穿過核部的蘇拜溝分成了南北兩段。分水嶺北段，從北往南分水嶺向東偏移的程度越來越大，仔細(xì)觀察分水嶺兩側(cè)的水系樣式，西翼的部分流域仍保留了上游有裂點的肘狀拐彎(圖5b)，如西翼的W04流域與共南北向分水嶺的E01流域，W04的河道源頭有明顯的肘狀拐彎，從兩條河流的縱剖面看，西翼的河流河道坡度更大從而具有更強(qiáng)的侵蝕能力，存在襲奪東翼河流的現(xiàn)象。

為了更直觀地描述桌子山背斜不同部位河流之間可能存在著相互襲奪的關(guān)系，文章利用桌子山地區(qū)12.5 m的DEM數(shù)據(jù)計算水系的chi(χ)值來研究該區(qū)域分水嶺的遷移趨勢。首先，m/n設(shè)為0.45(Perron and Royden, 2013；Willett et al., 2014; Yang et al., 2015; Vacherat et al., 2017)，A0設(shè)為0.3 km2，即河源處的最小匯水面積為0.3 km2，為使東西坡流域具有相同高程的出水口，選取1300 m等高線為基準(zhǔn)面。根據(jù)公式(7)可計算出該區(qū)域水系的chi(χ)值。

結(jié)果表明，分水嶺兩側(cè)不同流域的chi(χ)值存在明顯差異(圖5)。①在桌子山北部和中部，背斜東翼的水系chi(χ)值明顯大于背斜核部的水系。這表明背斜核部的水系比東翼的水系侵蝕襲奪能力強(qiáng)，分水嶺會向背斜東翼遷移；背斜核部和西翼的水系chi(χ)值差異不明顯，只有桌子山中部的地區(qū)chi(χ)值有差異。表明背斜核部和西翼的水系襲奪關(guān)系不明顯，分水嶺較穩(wěn)定。②桌子山南部背斜東翼的chi(χ)值明顯大于西翼，表明西翼的水系侵蝕襲奪能力更強(qiáng)，分水嶺向東翼遷移。由此可見，背斜核部和西翼的侵蝕襲奪能力比東翼強(qiáng)，分水嶺向東翼遷移。

a—桌子山chi(χ)值空間分布；b—W04與E01河流襲奪的肘狀拐彎和兩條河流的縱剖面；c—北段南北向分水嶺向東遷移的立體圖(底圖為Google Earth影像圖)

3 討論

流域分水嶺的穩(wěn)定性可能受到許多因素的影響，如不對稱的構(gòu)造隆升(Goren et al., 2014; Willett et al., 2014; Forte et al., 2015;Whipple et al., 2017)、降水量的差異(Willett,1999; Bonnet, 2009; Goren et al., 2014; Forte et al., 2015; Forte and Whipple, 2018)、巖石強(qiáng)度(Goren et al., 2014; Forte and Whipple, 2018)和侵蝕基準(zhǔn)面的變化等。其中，構(gòu)造抬升會影響當(dāng)?shù)貧夂蚝蛶r石強(qiáng)度，也可能引發(fā)山體滑坡(Willett, 1999; Korup et al.,2007;Agliardi et al., 2013;Liu et al., 2015)，進(jìn)一步復(fù)雜化了內(nèi)部水系調(diào)整的過程。已有數(shù)值模型表明，流域分水嶺會對構(gòu)造隆升的不對稱性作出響應(yīng)(Goren et al., 2014; Willett et al.,2014; Whipple et al., 2017)。例如初始存在穩(wěn)定的位于山脈中心的分水嶺，假設(shè)兩側(cè)的巖性均一，氣候條件相同，分水嶺將向抬升速率高的一側(cè)移動以達(dá)到穩(wěn)態(tài)，如果下一階段分水嶺兩側(cè)構(gòu)造抬升速率一致時分水嶺還會返回到山脈的中心即它的初始位置(Goren et al., 2014; Whipple et al., 2017)。桌子山地處大陸深處,屬于顯著的大陸性暖溫帶氣候，年均降水量少，降水量大致可以認(rèn)為是空間均勻的。在桌子山地區(qū)中—新生代隆升事件的已有研究中并沒有證據(jù)指示桌子山分水嶺兩側(cè)存在差異隆升現(xiàn)象(劉睿和馬保起，2014；卓魚周，2015；徐東卓等，2018；梁寬，2019)，且桌子山東西兩側(cè)水系的侵蝕基準(zhǔn)都為黃河，因此此次研究中可以主要考慮該區(qū)域巖性抗侵蝕能力差異對分水嶺遷移的影響。

3.1 巖性差異對桌子山分水嶺遷移的影響

(10)

(11)

公式(10)中LE為巖性的抗侵蝕強(qiáng)度指數(shù)，L為巖石的強(qiáng)度，其值在1～6；公式(11)中LA為基于地層年齡的無量綱可侵蝕性指數(shù)，從寒武系到第四系，LA從1到6之間變化，越老的地層取值越?。籐L是基于巖性強(qiáng)度的無量綱可侵蝕性指數(shù)，LL在2(如花崗巖)到12(如松散崩積沉積物)之間變化，越堅硬的巖石取值越低。

通過公式(10)，(11)計算獲得桌子山地區(qū)的巖性抗侵蝕強(qiáng)度指數(shù)LE(表1，圖2b)。從結(jié)果看桌子山背斜西翼大面積出露的寒武系、奧陶系灰?guī)r的抗侵蝕強(qiáng)度要大于東翼石炭系—白堊系以沉積碎屑巖為主巖性的抗侵蝕強(qiáng)度，因此西翼河道具有更大的河道坡度和更快的下切能力，迫使分水嶺將向東遷移。

表1 巖石抗侵蝕強(qiáng)度分類表

Collignon et al.(2016)通過數(shù)值模擬來評估和分析流經(jīng)褶皺區(qū)的水系模式，得出流經(jīng)褶皺區(qū)的橫向河流能否從前陸盆地穿過褶皺核部到達(dá)腹地，取決于流經(jīng)褶皺區(qū)域上下地層的抗侵蝕能力之比。當(dāng)上層地層比下伏地層更易侵蝕時，河流不會穿越褶皺核部，而是側(cè)向偏轉(zhuǎn)改道；反之，當(dāng)下伏地層比上層地層更易侵蝕時，河流就會一直溯源，穿過褶皺核部，到達(dá)腹地。這正好可以解釋桌子山西翼橫向河流的兩種模式，桌子山中部的蘇拜溝溝谷已經(jīng)切割到寒武系和奧陶系的灰?guī)r，該巖性比下伏地層中元古宙長城系(Pt)中粒石英砂巖、紫紅色頁巖、白云質(zhì)灰?guī)r夾石英砂巖的抗侵蝕能力更強(qiáng)，所以河流切穿了分水嶺。蘇拜溝北側(cè)的霍爾格溝和毛爾溝也有相同的巖性特征，因此，霍爾格溝和毛爾溝也繼續(xù)向東穿越。在背斜核部，抗侵蝕能力最強(qiáng)的元古宙黑云母斜長片麻巖出露為最上面的地層時，也符合下伏地層比上層地層更易侵蝕，河流也會繼續(xù)穿越背斜核部，形成穿越型橫向河流。而西翼其他河流源頭發(fā)育于中元古宙長城系的砂巖內(nèi)的河流則相反，其上層地層比下伏地層更易侵蝕，則河流不會穿越核部，而是側(cè)向偏轉(zhuǎn)。

a—桌子山河道陡峭指數(shù)分布圖；b—河道陡峭指數(shù)歸一后插值圖

3.2 桌子山水系演化過程

許多研究證實侵蝕基準(zhǔn)面的變化將對河流體系造成影響，即當(dāng)基準(zhǔn)面上升將造成河流的溯源堆積, 基準(zhǔn)面下降造成河流的溯源侵蝕(Davis，1899)。從桌子山地區(qū)現(xiàn)今的河流分布看，不管是西側(cè)的河流直接匯入黃河還是東側(cè)的河流先匯入山前縱向河流再匯入黃河，黃河都是該地區(qū)河流的局部侵蝕基準(zhǔn)面。而在西坡中部的大河和兩端的河流切穿桌子山之前，桌子山東西坡的河流具有不同的侵蝕基準(zhǔn)面，西坡還是和現(xiàn)在一樣匯入黃河，東坡的河流則是流入鄂爾多斯高原。繞著鄂爾多斯高原邊界流動的黃河自然比高原面低，因此，該階段桌子山地區(qū)西坡的河流較東坡河流具有更低的局部侵蝕基準(zhǔn)面，河流的溯源侵蝕能力更強(qiáng)，促使西坡的河流穿越背斜端部和核部襲奪東坡的河流。當(dāng)水系貫穿背斜后，東西兩坡具有相同的侵蝕基準(zhǔn)面后，巖性抗侵蝕能力差異則成為控制東西兩側(cè)河流侵蝕能力差異的主要因素。

4 結(jié)論

(1)通過對桌子山地區(qū)的水系樣式分析得出該地區(qū)東西坡的水系均為垂直于構(gòu)造線的橫向河流，但存在兩種模式，其中穿越背斜核部的河流可能有襲奪事件發(fā)生。

(2)描述分水嶺的動態(tài)遷移過程的地貌參數(shù)chi(χ)值顯示桌子山地區(qū)東坡高西坡低，表明該區(qū)的分水嶺處于不穩(wěn)定狀態(tài)，將可能進(jìn)一步向東遷移。

(3)在桌子山東西兩側(cè)的構(gòu)造升降和降水條件都無明顯差異的條件下，巖性抗侵蝕能力差異是控制桌子山分水嶺向東遷移的主要因素，當(dāng)抗侵蝕能力更強(qiáng)的寒武系、奧陶系灰?guī)r位于背斜西翼，而其他時代抗侵蝕能力較弱的中元古宙長城系(Pt)中粒石英砂巖、紫紅色頁巖、白云質(zhì)灰?guī)r夾石英砂巖等靠近背斜核部時，背斜西翼的河流具有更強(qiáng)的侵蝕能力，西翼河流將可能穿過背斜核部，進(jìn)而側(cè)向襲奪東側(cè)的河流。

致謝：匿名審稿專家對本文提出寶貴的建設(shè)性意見，讓筆者獲益良多，在此一并表示感謝！