王晶，李德文，馬保起，魏顯虎，魏永明，楊多興

1)應(yīng)急管理部國家自然災(zāi)害防治研究院，北京，100085；2)中國地震局地殼動力學(xué)重點實驗室，北京，100085；3)中國科學(xué)院空天信息創(chuàng)新研究院，北京，100094

內(nèi)容提要:厚層松散堆積區(qū)(盆地或平原等)發(fā)震斷層多以隱伏活動為主要特征，基于上斷點的傳統(tǒng)活動斷層探測技術(shù)通常難以約束斷層最新活動性質(zhì)和時代。利用沖積河流對地表形變的敏感性評估斷層活動性，是極具潛力的隱伏活動斷層研究方向。本文基于TM/ETM遙感影像，對小浪底水庫建設(shè)前后(1990～2013年)鄭州—濟(jì)南段黃河水域多期次幾何特征進(jìn)行提取和分段，共獲取6個時期河道中心線彎曲度和5個時段河道面積重疊率的沿程變化信息。與區(qū)域資料對比的結(jié)果表明，彎曲度異常高值段在空間分布上除個別臨近運河穿越處外，主要與穿黃或臨黃隱伏斷層相對應(yīng)；在綜合分析各種潛在因素后，認(rèn)為與相關(guān)隱伏斷層活動引起的地表形變有關(guān)。多時段重疊率均值整體上順流增大(趨于穩(wěn)定)，局部異常低值(不穩(wěn)定)指示加積段落，在空間上與彎曲度分析指示的構(gòu)造變形信息一致。本研究表明相關(guān)指標(biāo)多期均值能較好地反映局部因素引起的河型異常，為認(rèn)識和評價相關(guān)穿黃、臨黃斷層(新鄉(xiāng)—商丘斷裂、黃河斷裂、聊城—蘭考斷裂、曹縣斷裂、巨野斷裂及鄭州—開封斷裂)的活動性和地震危險性提供了獨立的解釋和評價依據(jù)，可為利用河型異常特征分析同類地區(qū)隱伏斷層活動性和河段穩(wěn)定性提供技術(shù)支撐。

在平原、盆地等松散沉積物廣泛分布的地區(qū)，活動斷層多以隱伏的形式存在，并常導(dǎo)致強(qiáng)震甚至巨震的發(fā)生(Watson et al.,1983)。隱伏斷裂地震破裂很難穿透上覆厚層松散堆積物，其活動性鑒定傳統(tǒng)上主要以物探、鉆探或化探相結(jié)合的方式進(jìn)行，工作量大、耗時長、技術(shù)要求高，一般只適于在小范圍內(nèi)對已知斷層進(jìn)行詳細(xì)定位。而通過上斷點?獲得的最新斷錯時代，經(jīng)常遠(yuǎn)早于歷史或現(xiàn)代強(qiáng)震給出的最新活動時間。因此，嘗試新理論、新方法和新技術(shù)在隱伏活動斷層探測中的應(yīng)用，是一項極具前景的挑戰(zhàn)性工作。

Schumm 等(1996，2000)較早認(rèn)識到,地表形變量和變形速度即使非常微小,對地表水系形態(tài)特征也會有顯著影響,并在地表形成明顯的水系異常(anomalous drainage pattern)。受隱伏活動斷層引起的地表形變的影響，沖積河流水文、地貌和沉積過程會隨地表形變而處于一種不斷調(diào)整的動態(tài)平衡過程之中，河道易于變形、遷移、擺動，形成可以在宏觀上識別的河型異常(anomalous river pattern)(Watson et al.,1983)。相關(guān)的研究可歸結(jié)為兩類(Willemin et al.,1994)。一是通過物理模型模擬河流對河床形變的響應(yīng)過程，總結(jié)河流變化規(guī)律(尹學(xué)良,1965;蔡強(qiáng)國,1982;Ouchi,1985;周剛,2009)。Ouchi(1985)發(fā)現(xiàn)混合負(fù)載河流經(jīng)過隆升區(qū)前，彎曲度隨著坡降的減小而減小，經(jīng)過隆升區(qū)后彎曲度由于坡降增加而更大,認(rèn)為沖積河流可以提供構(gòu)造緩慢運動的證據(jù)。周剛(2009)基于模型模擬發(fā)現(xiàn)隨著比降的增大,河道平面形態(tài)有從彎曲型向分汊型或游蕩散亂型變化的趨勢。目前對不同地表形變方式下河流響應(yīng)的模式和特征已經(jīng)有了基本一致的認(rèn)識。二是開展野外實證，通過量化已知變形區(qū)河流異常特征(侯建軍等,1994;Schumm et al.,1996，2000;Nelson et al.,2013)，檢驗正向研究所獲結(jié)論的合理性。Gomez 等 (2010)認(rèn)為彎曲度可以作為沖積河道對新構(gòu)造活動響應(yīng)的指標(biāo)。Whittaker等(2007)發(fā)現(xiàn)河流經(jīng)過構(gòu)造隆起地塊后下切加劇，河道變窄。Burnett等(1983)發(fā)現(xiàn)小型河流對地表形變的響應(yīng)要滯后于較大規(guī)模的河流。相關(guān)進(jìn)展為通過河流異常研究隱伏活動斷層特征提供了必要的基礎(chǔ)。但是，除地表形變外，支流水沙供給、河道物質(zhì)組成和河岸可蝕性變化等因素也可能導(dǎo)致相同或相似的河型異常特征，因而在實際工作中通常需要克服多解性問題。

華北平原構(gòu)造復(fù)雜、地震頻仍；斷層以隱伏形式活動為主，對隱伏斷層活動性和發(fā)震能力的認(rèn)識尚不充分。已有研究(王若柏等,2001，2002)表明華北平原水系密度的分布格局與基底構(gòu)造活動存在聯(lián)系，但是這種大尺度的研究還不能從根本上解決活動斷層的定位問題。本文選擇黃河下游水沙條件相對簡單的鄭州—濟(jì)南段為研究區(qū)，試圖通過多期遙感數(shù)據(jù)恢復(fù)黃河河型的時空變化特征，分析研究區(qū)內(nèi)黃河河型沿程變化控制因素，總結(jié)沖積河流對隱伏斷層活動的響應(yīng)特征，為通過區(qū)域河型變化特征識別活動構(gòu)造變形提供技術(shù)支撐和解釋依據(jù)。

1 區(qū)域背景

黃河下游是我國人口最為集中、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)較為發(fā)達(dá)的地區(qū)之一。黃河下游桃花峪(河南鄭州滎陽市)以下平均坡降0.111‰(黃河水利委員會黃河志總室,1998)，低坡降、大徑流客觀上增強(qiáng)了河型對地表形變的敏感性，為利用河型探測隱伏構(gòu)造活動提供了更多的機(jī)會。其中黃河鄭州—濟(jì)南段主要受防洪堤圍限，西端靠近太行山，東臨泰山；為華北平原與黃淮海平原的分水嶺(圖1)。地理坐標(biāo)范圍為113.56～116.84°E，34.72～36.33°N。地貌上位于黃河沖洪積平原，南部地勢向東南傾斜，北部向北東傾斜，總體上呈簸箕狀，由西南向東北逐漸降低。大堤以外平原區(qū)幾乎全被第四系覆蓋，以沖洪積物為主。研究區(qū)地處暖溫帶、濕潤—半濕潤季風(fēng)氣候，雨熱同季，夏季炎熱雨量豐沛，降水主要集中在7、8月份。區(qū)域大地構(gòu)造上屬于華北坳陷盆地，新構(gòu)造運動強(qiáng)烈。以隱伏形式為主的臨黃、穿黃斷層超過10條(葉青超,1997;石建省等,2007)，目前僅個別斷層被判定為活動斷層。除了接受河堤內(nèi)天然降水，以及與運河、東平湖之間存在少量水量交換外，鄭州—濟(jì)南段黃河主要以單一河道的形式穿越數(shù)條隱伏斷層，類似于一個巨型的實驗水槽，為認(rèn)識和理解沖積河流對隱伏斷層活動的響應(yīng)特征提供了一個天然的實驗場所。

圖1 黃河鄭州—濟(jì)南段地質(zhì)地貌特征Fig.1 Geological and Geomorphological Features of the Yellow River from Zhengzhou to JinanF1—長垣斷裂；F2—黃河斷裂；F3—聊城—蘭考斷裂；F4—小宋—解元集斷裂；F5—曹縣斷裂；F6—巨野斷裂；F7—鄭州—開封斷裂；F8—新商斷裂；F9—東明—成武斷裂；F10—菏澤斷裂，F(xiàn)11—鄆城斷裂。斷層分布取自資料?F1—Changyuan fault;F2—Yellow River fault;F3—Liaocheng—Lankao fault;F4—Xiaosong—Jieyuanji fault;F5—Caoxian fault;F6—Juye fault;F7 —Zhengzhou—Kaifeng fault;F8—Xinxiang—Shangqiu fault;F9—Dongming—Chengwu fault;F10—Heze fault;F11—Yuncheng fault.The fault distribution is taken from the active fault data of the fifth-generation zoning map of China Earthquake Administration

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源與水體信息提取

數(shù)據(jù)來自地理空間數(shù)據(jù)云(http://www.gscloud.cn/)，所用數(shù)據(jù)共兩幅，行列號分別為123-35和123-36。結(jié)合區(qū)域地理環(huán)境及上游水利建設(shè)歷史，本文共選取研究河段1990～2013年間6個時期的TM/ETM/OLI遙感圖像共12景(表1)，進(jìn)行河道恢復(fù)和重建。水體形態(tài)的識別和提取主要按以下流程進(jìn)行：① 通過波段合成突出河道邊界等信息。② 用1∶50000地形圖作為標(biāo)準(zhǔn)對TM/ETM/OLI影像進(jìn)行配準(zhǔn)，配準(zhǔn)誤差控制在0.5個像元之內(nèi)；幾何校正投影參數(shù)選擇UTM Zone50，投影參數(shù)橢球體和基準(zhǔn)都為WGS 1984。③ 利用歸一化差異水體指數(shù)法提取水體，獲得灰度圖像，通過閾值分割獲得二值圖像，然后對二值化結(jié)果進(jìn)行矢量轉(zhuǎn)換，獲得不同年份的矢量化水體。

表1 本文所用Landsat衛(wèi)星影像日期以及各期之間的主要事件Table 1 Date of Landsat satellite imagery used and major events between periods

2.2 特征參數(shù)計算

能夠反映河型變化的參數(shù)有很多，本文重點考慮中心線彎曲度和相鄰兩期河道水域重疊率兩種形態(tài)參數(shù)。中心線彎曲系數(shù)K值是本文最重要的河型參數(shù)，其值越大表示河段越彎曲。K值計算公式為:

其中，L為河段中心線長度，LR為河段端點直線距離。

研究區(qū)不同時期河道中心線長度存在明顯變化，從1990年至2013年間大致介于369～403 km(表1)。為計算不同時期不同河段的彎曲度、河道重合率，本文根據(jù)遙感影像的數(shù)據(jù)特點，采取沿中心線等長度均分原則，對河段進(jìn)行劃分。相關(guān)的計算流程為：①利用GIS工具軟件提取面狀河流的中心線。②對中心線進(jìn)行等長度分割，計算每個段落的彎曲度。為了客觀評價河型在空間上的變化，根據(jù)采樣定律，河段截取長度應(yīng)超過單個河曲長度。但研究河段河曲規(guī)?？傮w上順流減小，與河道寬度減小的趨勢一致。蘭考東壩頭以上河道寬淺，河寬變化大，單個河曲長度從七八千米到十四五千米不等。東壩頭以下河寬相對穩(wěn)定，河曲長接近10 km。為適應(yīng)河道寬度變化并盡可能獲取較豐富的河型變化信息。本文設(shè)定3種河段劃分方案，河道截取數(shù)目分別為40、30、25段(分別記為A、B、C)。

相鄰兩期水域重疊率(Sr)定義為兩期河道重合面積與兩期河道面積均值的比值，Sr值反映河道側(cè)向遷移的程度，也即河道的穩(wěn)定性。其值越大表示河道越穩(wěn)定，計算公式為:

其中，Sa、Sc分別表示兩期河道面積均值與兩期河道重合面積。本文利用GIS軟件獲取相鄰兩期河流重合水域，以較晚年份中心線等分點位置生成垂直于中心線的法線(具體操作參見https://support.esri.com/en/technical-article/000012318)，然后以法線為分割線對相鄰兩期河道水域進(jìn)行分割，再計算每個分割河段內(nèi)前后兩期河道面積均值(Sa)和兩期河道重合面積(Sc)，最后計算相應(yīng)的值Sr。

段落數(shù)不同(40、30和25)的3種等長河段劃分方案所對應(yīng)的河段長度約為9.5 km、13 km、15 km。本研究獲得3種河段長度劃分方案下各6個時期河道中心線彎曲度和5個時段重疊率數(shù)據(jù)，共33組(圖2、圖4)。

3 結(jié)果和分析

3.1 不同截取長度劃分方案對比

研究區(qū)6個時期河道彎曲度沿程變化見圖2a—c，5個時段河道的重疊率沿程變化見圖4a—c。對比3種河段劃分結(jié)果可以看出，局部異常(高值)段位置存在一定的偏移，可能與所研究河段寬度上下游存在顯著差異有關(guān)。相對于河道寬度，A方案河段劃分在上游過密，單個河段未必能夠包含一個完整河灣，導(dǎo)致河流彎曲度低估；C方案河段較長，靠下游區(qū)域存在一段跨越多個河灣的現(xiàn)象，因而有可能丟失局部河型變化異常特征。但整體上，3種分割方案所獲指標(biāo)變化特征是基本相似的。以下討論主要基于B方案劃分和計算結(jié)果，在必要時也參考其他劃分方案。根據(jù)等長度劃分的段落從上游往下游依次編號為B1、B2、……、到B30。為了行文和討論方便，下文以鄭州至蘭考縣東壩頭鎮(zhèn)河道為所研究河道的上段，東壩頭鎮(zhèn)至鄆城縣蘇閣鄉(xiāng)河道為中段，蘇閣鄉(xiāng)以下為下段(圖1)。

3.2 彎曲度變化特征

黃河鄭州—濟(jì)南段河道彎曲度(K值)沿程變化見圖2。其中上段(B1～B8)異常值主要集中在B4～B5和B7～B8附近(開封市北王莊至蘭考東壩頭鎮(zhèn))。其中B4～B5為鄭州—黃河段K值最高的河段，個別年份可達(dá)2.70。中段(B9～B20)存在兩處顯著異常。一處位于B10～B12附近(東明縣馬廠村至菏澤市油樓村)，K值可達(dá) 1.56；另一處位于B16～17段(濮陽魏寨村至濮陽王稱堌鎮(zhèn))，最大值位于B17。另外，B19處相對上下游也顯示不穩(wěn)定的異常高值。下段(B20～B30)存在兩處異常，一處位于B21～B25(臺前縣甘草村至趙莊村)，其中B22～24段河道K值急劇增大，極值可達(dá)1.8，為中、下段K值最高的區(qū)域；值得注意的是，該異常段落在圖2a和c上均分裂為兩個異常。另一處位于B27～28(臺前縣夾河鄉(xiāng)至東阿縣范坡村)，K值最大超過1.4。

圖2 黃河鄭州—濟(jì)南段河流彎曲度變化Fig.2 Characteristics of sinuosity along the Zhengzhou—Jinan segment,Yellow River(a)—(c)分別為A、B、C方案K值沿程變化，個別大于2的彎曲度值未能展示。其中斷層編號同圖1，L代表東平湖與黃河連接處(a),(b)and (c)represent changes of K values along course of scheme A,B and C,but some values greater than 2 are not shown.The fault numbering is the same as Figure 1,and L represents the junction of the Dongping Lake and the Yellow River

1990年至2013年期間鄭州—濟(jì)南段不同段落河道K值的時間變化特征見直方圖(圖3a—c)，1990年影像所獲K值表現(xiàn)出整體偏低的特點。空間上，不同期次影像獲取的K值在上段變化最復(fù)雜，中段變化趨小，下段相對穩(wěn)定。其中上段(圖3a)異常值主要集中在B5、B7附近，B6維持相對低值，2013年在B2出現(xiàn)較高異常K值(>1.5)。中段(圖3b)第1處異常不同年份在B10與B11之?dāng)[動；第2處異常在B16和B17之間擺動；第3處異常峰值雖小，但位置(B19)相對穩(wěn)定。下段(圖3c)第1處異常高值以B23為中心，不同時期表現(xiàn)出多峰的復(fù)雜組合，異常值也存在明顯差異，均值為1.60。2005年B23位置維持低值，但在B22、B24位置出現(xiàn)異常高值雙峰。第2處異常值位于B27處，位置相對穩(wěn)定。

圖3 黃河鄭州—濟(jì)南段河流彎曲度變化Fig.3 Characteristics of sinuosity the Zhengzhou—Jinan segment,Yellow River(a)—(c)為B方案各段K值隨時間變化，其中y軸坐標(biāo)1～6分別代表1990～2013年間的6個時期，即1990年,1994年,2000年,2005年,2009年和2013年(a),(b)and (c)are 2-D histograms of sinuosity of scheme B,in which numbers 1～6 of Y-axis represent different date,i.e.1990,1994,1999,2005,2009,and 2013

3.3 河道側(cè)向遷移特征

河道側(cè)向遷移可以通過相鄰兩期影像上河流水域重疊率來量化(圖4)。黃河鄭州—濟(jì)南段5個時段河道重疊率Sr值整體上順流增大。其中上段Sr值變幅較大，數(shù)值偏低；均值曲線顯示B4和B7存在低值。中、下段在重疊率整體較高的背景下，也疊加了個別低值段，如B13、B15和B22，反映河道在局部段落側(cè)向遷移特征明顯。在B25和B28也存在小幅度的降低。

圖4 黃河鄭州—濟(jì)南段5個時段河道重疊率沿程變化Fig.4 Changes of river overlap rate along the Zhengzhou—Jinan segment，Yellow River,in 5 periods曲線1～5分別代表5個時段的重疊率的變化；6為5個時段重疊率的均值；7為除1990～1994時段(因1990年影像水域面積較其他各期差異較大)外其余4個時段重疊率的均值Lines 1～5 respectively represent the change of overlap rate in 5 periods;line 6 is the mean value of the overlap rate in the 5 periods;line 7 is the mean value of the overlap rate in the remaining 4 periods except the 1990～1994 period (due to quite different water area of the image in 1990 from that in other periods)

4 河型變化成因分析

4.1 整體變化特征

宏觀上看，水沙條件、河谷坡度、河床砂組成等均對河型變化有強(qiáng)烈影響(表2)(Rhoads,2020)。微觀上看，河型變化其實是河床沖淤變形的結(jié)果，影響沖淤情況的直接因素就是單位面積水流功率ω，與齊岸流量Qbk、河床坡降S和齊岸寬度Wbk密切相關(guān)：

表2 穩(wěn)定直線河及曲流河和辮狀河的環(huán)境條件Table 2 Environmental conditions for stable straight,meandering and braided rivers

其中ρ為水流比重，g為重力加速度。沖積河流對河床坡降變化的響應(yīng)有兩種表現(xiàn)，一種是直線河、曲流河、辮狀河和分汊河等不同河型之間的轉(zhuǎn)化，另一種常見的表現(xiàn)是同一河型內(nèi)某種特征量化指標(biāo)值的差別，如曲流河彎曲度、辮狀河辮狀指數(shù)等。無論河型轉(zhuǎn)化還是形態(tài)參數(shù)的變化，本質(zhì)上取決于ω值及其與流能閾值(ωth)的相對大小。其中容易識別的是辮狀河與曲流河之間的轉(zhuǎn)化，當(dāng)ω>ωth(ωth為河型轉(zhuǎn)換時ω的閾值，其值通常為30～50 W /m2)時，河段趨于辮狀河；當(dāng)ω<ωth時，河段趨于曲流河。

圖5顯示基于實驗數(shù)據(jù)確立的河型及其彎曲度與河床坡降和流能變化的關(guān)系。曲流河彎曲度大體上表現(xiàn)為隨著坡降和流能的增加而增加(b→c區(qū)間)，但在向辮狀河轉(zhuǎn)化的過渡區(qū)(c→d)內(nèi)，彎曲度與坡降和流能的變化趨勢相反。黃河鄭州—濟(jì)南段從上到下全程發(fā)育邊灘，顯示其泥砂搬運具有混合負(fù)載的特點。但上段沙洲較多，鄭州附近河道具有辮狀河的特征；中、下段即便是枯水期河道也較少心灘發(fā)育，大體展示彎曲度不同的曲流河特征。這些特點構(gòu)成了進(jìn)一步解釋黃河鄭州—濟(jì)南段局部異常河型特征的基礎(chǔ)。

圖5 河型與河床坡降、彎曲度、攜砂量的關(guān)系(據(jù)Schumm et al.,2000)Fig.5 The relationship between river type and slope,sinuosity,and sediment-carrying capacity(from Schumm et al.,2000)

4.2 局部河型變化與隱伏構(gòu)造的關(guān)系

黃河鄭州—濟(jì)南段被限制在防洪堤內(nèi)，除了下游運河經(jīng)過地段存在少量的水沙交換外，沒有支流匯入，大體可以認(rèn)為，整個河段在空間上具有一致的水沙補(bǔ)給條件。因此，黃河鄭州—濟(jì)南段河型特征的局部變化在空間上主要與河床坡降的局部變化有關(guān)，隱伏斷層活動引起的地表形變是潛在的控制因素之一。

研究區(qū)所在構(gòu)造部位屬于渤海灣盆地的西南隅，第四紀(jì)沉積蓋層之下斷層較多，這些斷層控制區(qū)域次級斷陷或凹陷的邊界和新生界沉積。自鄭州至濟(jì)南，穿黃的斷層主要有北西向的新鄉(xiāng)—商丘斷裂(F8)、北東向的黃河斷裂(F2)和聊城—蘭考斷裂(F3)、近南北向的曹縣斷裂(F5)和巨野斷裂(F6)；臨黃斷層主要有北東東向鄭州—開封斷裂(F7)、長垣斷裂(F1)和小宋—解元集斷裂(F4)，北西向東明—成武斷裂(F9)和近東西向的菏澤斷裂(F10)和鄆城斷裂(F11)等(表3)。根據(jù)河型特征與河流坡降之間的響應(yīng)模式(圖5)，下文從河流中心線彎曲度和河道重疊率兩種參數(shù)探討研究河段河型變化與隱伏斷層活動的關(guān)系。

表3 主要穿黃、臨黃斷層特征Table 3 Features of major faults that crosses or are close to the Yellow River

4.2.1 河流彎曲度

對比黃河鄭州—濟(jì)南段河道彎曲度(K值)局部異常高值與穿黃斷層和臨黃斷層的平面展布(圖2、圖3)，可以看出6期河道彎曲度的均值曲線絕大多數(shù)異常高值與隱伏斷層(圖2中豎線 F，空間位置及編號見圖1)在空間上存在顯著的對應(yīng)關(guān)系。在上段(B1～B8)，穿黃斷層F8(新鄉(xiāng)—商丘斷裂)為濟(jì)源-開封凹陷北界，地質(zhì)資料指示其穿黃處上游下降下游上升。這種構(gòu)造格局下預(yù)計F8上游側(cè)坡降小于下游側(cè)，會導(dǎo)致正常曲流在下游側(cè)增加彎曲度，與圖2b反映B7異常段吻合。另外，根據(jù)前人資料，該處恰好位于東壩頭地質(zhì)險段(王學(xué)潮等,2001)。而北東東向臨黃斷層F7(鄭州—開封斷裂)斷裂帶上多條土壤氣汞測量剖面(石建省等,2007)也顯示該斷層至今仍在活動。F7毗鄰的黃河兩岸現(xiàn)代形變資料顯示斷層南側(cè)上升速率較北側(cè)高(北側(cè)原陽—封丘一線4 mm/a，南側(cè)中牟—開封一線6～7 mm/a)?。斷層兩盤差異升降完全有可能在其東端與黃河接近斜切處導(dǎo)致河道上緩下陡，這可能是B5河段K值偏高的潛在原因。該段河型異常反映的構(gòu)造活動信息與區(qū)域大地測量和物化探資料是吻合的。

在中段(B9～B20)兩次穿越黃河的F2(黃河斷裂)為正斷層，大體沿現(xiàn)今黃河展布于陽谷觀城、濮陽文留至長垣惱里以西一線(石建省等,2007)。圖2b顯示黃河首次跨過F2處(B10～B12)K值急劇增加，第二次穿跨F2(B14)前回落至背景值。這種配置表明上游穿黃處河流坡降加大，而下游穿黃處河流坡降減?。豢梢越忉尀镕2繼承性活動導(dǎo)致地表形變的結(jié)果?，F(xiàn)有物探、鉆探及化探資料也顯示黃河斷裂至今仍在活動。F3(聊城—蘭考斷裂)在約20 km的范圍內(nèi)穿黃3次，地質(zhì)資料顯示F3與黃河斷裂相似，為隱伏正斷層，北西盤下降。黃河穿越F3的河段(B16,17)K值較高，顯示坡降變陡?，F(xiàn)代形變資料(馬國彥等,1997)證實了這一形變趨勢(圖6)。另外土壤化探氣氡和氣汞資料(石建省等,2007)也顯示F3在朝城東南出現(xiàn)異常。值得注意的是，盡管各方面資料均表明斷層F3至今仍在活動，但與地質(zhì)資料所顯示東升西降不同，河型異常與短期形變資料均反映出F3斷裂現(xiàn)今運動以東降西升為主。這種短時間尺度的形變場異常，可能與斷層短期習(xí)性的不穩(wěn)定性有關(guān)，也可能與強(qiáng)震(F3被認(rèn)為是菏澤1937年7級地震和1983年5.9級地震的發(fā)震斷裂)后的地殼短期回彈有關(guān)。

圖6 黃河下游右岸東明—菏澤一線垂直形變特征(馬國彥等,1997)Fig.6 Vertical deformation characteristics of the right bank of the Lower Yellow River from Dongming to Heze(Ma Guoyan et al.,1997#)

下段(B21～B30)穿黃斷裂F5(曹縣斷裂)和F6(巨野斷裂)組成地塹，控制古近系沉積(石建省等,2007)。其繼承性活動將表現(xiàn)為黃河與F5交切處河段坡降增加，K值升高；與F6交切處河段坡降降低，K值降低；與圖2平均K值曲線顯示的F5和F6附近河段(B21～25)表現(xiàn)吻合。另外，該異常段圖2c上明顯分裂為兩個異常(A29、A31和C18和C20)。這可能意味著曹縣、巨野斷裂引起的地表形變至今仍對黃河具有持續(xù)、明顯的影響；結(jié)合前人關(guān)于F5與鄆城1675年5級地震有關(guān)、F6與巨野1622年6級地震有關(guān)的認(rèn)識(石建省等,2007)，可以認(rèn)為曹縣、巨野斷裂現(xiàn)今仍具有中等強(qiáng)度的地震活動性。

4.2.2 河道遷移

相鄰期次河道重疊率(圖4)反映的河道不穩(wěn)定性整體上沿流向逐漸減小(Sr增加)，這種變化趨勢也可以從平面影像上心灘和邊灘的發(fā)育程度直觀反映出來。在更小尺度上，從河道重疊率均值異常點位與斷層位置(圖4中標(biāo)記為豎線 F，空間位置及編號見圖1)關(guān)系看，發(fā)現(xiàn)跨斷層河段通常并非最不穩(wěn)定的河段。從鄭州到濟(jì)南段，不穩(wěn)定河段(Sr低值)最典型的是B15，介于黃河斷裂與聊城—蘭考斷裂之間，接近聊城—蘭考斷裂穿越黃河位置；另外幾處河道重疊率相對于上下游較小的段落也存在類似的空間配置關(guān)系，如B4和B7位于新鄉(xiāng)—商丘斷裂的上下游，B22位于曹縣斷裂的上游。結(jié)合前文關(guān)于K值與斷層關(guān)系的分析，這些段落的共同特點是位于坡降增加河段的下游(接受上游河段侵蝕引起的泥沙加積)，或坡降降低河段的上游(攜砂水流動力減弱導(dǎo)致加積)，或二者兼而有之。理論上，這些部位有利于加積作用的進(jìn)行，后者持續(xù)作用必然導(dǎo)致水流分離、淺灘發(fā)育和河道的側(cè)向遷移。重疊率反映的河道遷移特征和不穩(wěn)定性，與K值分析所獲得的地表形變特征從構(gòu)造活動角度來理解是相通的。

4.3 影響河型變化的其他因素

研究河段河型變化除受構(gòu)造運動等內(nèi)動力作用影響外，由水庫建設(shè)或運河運維引起的沙水條件變化(錢寧等,1965;張為,2006)，松散地層差異壓實或地下水超采引起的不均勻沉降等都可能具有潛在的貢獻(xiàn)，下面結(jié)合研究河段的具體情況進(jìn)一步討論。

4.3.1 小浪底水庫

上游水庫的修建對下游水沙過程的影響主要表現(xiàn)為洪峰流量減少，枯水期流量增大，汛期水量占比減小，年內(nèi)徑流量變幅減小，接近恒定流狀態(tài)的流量持續(xù)時間延長；下泄沙量減少，下游河道的含沙量將會顯著減小，泥沙組成變細(xì)(張為,2006;潘賢娣等,2006)。壩下河流形態(tài)變化和沉積特征代表對水流和泥沙變化格局的調(diào)整。水系的特征完全適應(yīng)并達(dá)到新的穩(wěn)定平衡態(tài)所需的調(diào)整的間，從幾十年到幾百年不等。具體的時間尺度取決于大壩干擾河流水文和泥沙體系的程度，以及壩下河流過程響應(yīng)新的水沙條件并將水系轉(zhuǎn)為穩(wěn)定狀態(tài)的能力。小浪底水庫位于研究河段上游，主體工程1994年9月開始施工，1997年10月截留，1999年10月正式下閘蓄水運行，至2013年仍處于以蓄水?dāng)r沙為主的初期運用階段。水庫庫容約126×108m3，年徑流量約580×108m3，蓄水量/年徑流量比值0.22(高于三峽大壩)。吳保生等(2003)認(rèn)為沖積河流經(jīng)水庫調(diào)節(jié)后，入下游河道的來沙量減小，可能使河流由辮狀河道向彎曲型轉(zhuǎn)換(許炯心,2012)。陳緒堅等(2013)、王英珍等(2019)發(fā)現(xiàn)小浪底水庫運用后，黃河下游各段的主河槽彎曲系數(shù)增大。

自2000年小浪底水庫正式投入使用，下游來沙系數(shù)顯著減小，小流量的清水沖刷河岸，沖淤類型由2000年之前的淤積為主轉(zhuǎn)為以沖刷為主(圖7a)。汛期水量占比逐年減小，水庫削減汛期洪峰流量現(xiàn)象明顯(圖7b)。1990年至2013年期間的影像數(shù)據(jù)顯示小浪底施工后的河流邊灘和心灘總體呈現(xiàn)逐漸減少的趨勢。這種局面可能與黃河攔沙引起的河流負(fù)載變化有關(guān)。小浪底水庫建成后，每年6～7月份調(diào)水調(diào)沙調(diào)整庫容形成的高含沙水流規(guī)模不定，持續(xù)時間短，頻次低，因而壩下地貌、沉積過程很難形成平衡態(tài)的地貌與沉積特征。這可能是不同時期彎曲度和時段疊置率存在明顯波動的根本原因。所幸本文關(guān)注的河型異常緣于局部的地表形變，通過多期次河道形態(tài)參數(shù)均值獲取局部異常，可望消除不定期高含沙水流帶來的隨機(jī)性影響。

圖7 小浪底水庫運行前后花園口水文站來沙系數(shù)變化與汛期水量占比(水利部黃河水利委員會,1990～2004;中華人民共和國水利部,2002～2014和文獻(xiàn) ?Fig.7 Variation of incoming sediment coefficient and proportion of the water volume in the flood season during 1990～2013,at Huayuankou hydrologic station(Yellow River Conservancy Commission of the Ministry of Water Resources.1990～2014#;Ministry of Water Resources of the People's Republic of China.2002～2014# and the data ?

4.3.2 東平湖水庫與京杭運河

東平湖水庫地處研究河段的下段，位于山東省東平縣境內(nèi)黃河右岸，南連京杭大運河，北由小清河與黃河相接，是黃河和大汶河的重要蓄滯洪區(qū)，也是南水北調(diào)東線工程調(diào)蓄水庫，兼具泄洪和調(diào)蓄雙重作用。在6～9月黃河下游流域進(jìn)入汛期，湖區(qū)通過調(diào)節(jié)河流徑流量削減洪峰，保證艾山站水量不超過10000 m3/s。南水北調(diào)東線工程通水后的調(diào)水期為10月至次年5月，在此期間東平湖作為調(diào)蓄水庫起到調(diào)水中轉(zhuǎn)的作用。調(diào)水期正值黃河非汛期，主要水源來自大汶河及南水北調(diào)工程，當(dāng)水位高于42.5m(非汛期最高水位)時，水庫蓄水由小清河進(jìn)入黃河，補(bǔ)充非汛期下游徑流量。

東平湖(圖1，東平縣西)及運河相關(guān)工程的運行導(dǎo)致黃河相鄰連通段落(圖2和圖4中標(biāo)記為豎線 L)水位的持續(xù)波動。類似于河口地區(qū)的潮汐作用。這種長期穩(wěn)定存在的水位波動,必然在黃河與東平湖水庫(B28)連通的相鄰河段形成一個類似于TIFZ(潮汐影響的河流作用區(qū))的區(qū)域(Keevil et al.,2015)，具有與正常河流不同的水動力條件和地貌過程，河型特征表現(xiàn)為“直流河—曲流河—直流河”組合。黃河在與東平湖及運河連通處附近出現(xiàn)的彎曲度高值河段(A35～A37、B27～28或C23)，可以通過這種機(jī)制得到合理的解釋。

地層壓實沉降主要受松散沉積物壓實過程中引起的體積變化控制，它所引起的坡降變化主要位于沉積相變或厚度變異的部位。地下水超采引起的地面沉降在華北地區(qū)比較普遍，它所引起的坡降變化主要位于地下水漏斗周圍也即大中型中心城市外圍。本文獲取的河型異常分布位置，與區(qū)域沉積中心或主要城市分布之間并無顯著的空間關(guān)聯(lián)。僅開封附近沉降區(qū)與上段B5、B7異常接近，但這些地區(qū)均有指示斷層活動的物探資料存在；而在沉降速率最大的鄭州附近并未出現(xiàn)相應(yīng)的河型異常，濟(jì)南附近則表現(xiàn)為整體隆升的趨勢。因此就研究河段而言，河型異常與地下水超采沉降之間缺乏明確對應(yīng)關(guān)系。另外，從空間尺度上，河型異常規(guī)模遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于第四紀(jì)沉積中心或城市地下水超采區(qū)的規(guī)模。因此，利用壓實沉降或地下水超采沉降來解釋研究區(qū)河型異常是困難的。

沿岸堤防工程也是河型變化的潛在因素。不連續(xù)分布的河岸加固工程，從側(cè)面改變了局部河岸的抗蝕性，也對河型特征造成了一定程度的影響，并可能形成持續(xù)性存在的河型參數(shù)異常。如圖2b在B19處表現(xiàn)出來的低值異常，可能與楊集鄉(xiāng)(河南濮陽市范縣)附近黃河左岸的加固有關(guān)。

5 結(jié)論

借助3S技術(shù)識別河型異常，可為活動斷層的空間展布和性質(zhì)提供定性和定量依據(jù)。較之傳統(tǒng)的活斷層探測方法，通過河型異常識別潛在的活動構(gòu)造引起的地表形變，具有覆蓋面廣，信息易于獲取等優(yōu)勢。本文基于多期遙感影像對黃河鄭州—濟(jì)南段河道平面形態(tài)的研究，主要獲得以下認(rèn)識：

(1)不同時期河道平面特征存在很大差異，主要與上游小浪底水利樞紐工程的調(diào)沙調(diào)水行為有關(guān)。但相關(guān)河型指標(biāo)多期均值仍能較好地反映局部地表形變引起的河型異常，可以用于隱伏構(gòu)造活動性和河段穩(wěn)定性的分析評價。

(2)鄭州—濟(jì)南段黃河中心線不同段落彎曲度均值(6期)沿程變化較大；異常高值大多與穿黃或臨黃斷層在空間分布上具有很好地一致性，可以通過隱伏斷層活動引起的地表形變得到合理解釋；此外，運河水位調(diào)節(jié)也對相鄰連通河段河流彎曲度有重要影響。

(3)不同段落在多個時段的重疊率均值，整體上表現(xiàn)為從上游向下游逐漸增加，反映河道趨于穩(wěn)定、河流形態(tài)從上游大寬深比、局部辮狀化的曲流向下游小寬深比曲流演變的趨勢。在更小尺度上，河道重疊率異常低值反映局部加積環(huán)境(河道不穩(wěn)定)，可以利用從彎曲度分析獲得的隱伏構(gòu)造活動及其地表形變趨勢得到合理解釋。

(4)河型特征異常表達(dá)的地表形變特征指示黃河鄭州—濟(jì)南段穿黃、臨黃斷層(新鄉(xiāng)—商丘斷裂、黃河斷裂、聊城—蘭考斷裂、曹縣斷裂、巨野斷裂及鄭州—開封斷裂)現(xiàn)今仍具活動性。

致謝:評審專家和編輯審閱文稿并提出了詳細(xì)的修改意見，作者謹(jǐn)致深切謝意。

注 釋/Notes

? 指地層明顯被斷層斷錯的最年輕地層位置.

? 中國地震局第五代地震區(qū)劃圖資料.

? 1986～1990年間、1991～1994年間水沙數(shù)據(jù)來源于國家科技基礎(chǔ)條件平臺—國家地球系統(tǒng)科學(xué)數(shù)據(jù)中心——地理資源分中心(http://gre.geodata.cn).