地形地貌

　地形地貌~

一、地貌基本特征
三江平原北界为黑龙江，西、南、东三面被小兴安岭、那丹哈达岭及完达山所环抱。本区地势低平，沼泽湿地发育，地形标高，西南部佳木斯一带海拔80m，平原中部海拔50～60m，东北端的抚远县黑瞎子岛（抚远三角洲）最低处海拔34m，地面坡度在1/1万左右。平原中有零星残山、残丘矗立其中。
总观三江平原一般可见3级阶梯状地面，Ⅰ、Ⅱ级阶地组成低平原，海拔50～60m，台地海拔100m左右。黑龙江、乌苏里江切过平原北部与东部，松花江斜穿平原中部，均形成河谷平原。此外，见有多处残丘、残山突立于平原之中，打破了单调的平原地貌景观。
二、地貌形成因素
三江平原地貌格局主要受大地构造控制，尤其是晚侏罗世以来的地质演化，是形成三江平原地貌的主要因素。外营力在塑造各级成因和各级形态单元起了主导作用。内外营力是地质作用相互矛盾的两个方面，但在不同的地质历史时期，不同地质条件下，地貌成因的主导作用也是互相转化的。
（一）内动力地质作用
1.大地构造
本区由两个传统的大地构造单元，即吉黑褶皱系的佳木斯隆起带和那丹哈达岭优地槽褶皱带组成。在晚侏罗世以前，它们的时空规律是各不相同的。距今大约1.9×108a，太平洋板块生成，并逐渐向西北迁移，到晚侏罗世其作用明显加强，并成为亚洲大陆东缘地质地貌发展的主宰。晚白垩世以后大陆裂谷逐渐形成，并发展成东北大陆裂谷系，它是以松辽-结雅地堑为主体，包括伊通-依兰裂谷、敦化-密山裂谷、三江-阿穆尔地堑及其附近的断陷盆地共同组成了山地和平原相间、隆起与凹陷相对应的复杂地质构造格局，由此奠定了本区地貌基本轮廓。
2.新构造运动
如果说东北大陆裂谷系的形成，完成了该区地貌基本轮廓，则新的构造运动与外动力因素的联合作用，塑造了现今的地貌景观。很显然，新构造运动对本区地貌发育和地貌基本结构的形成具有显著作用。其特点如下。
（1）形成多级阶梯状地形
山区多级阶梯状地形与河谷阶地，平原内多级阶梯状地面及不同韵律的沉积物，是新构造运动与外动力联合作用的直接产物。
山区相当于兴安期夷平面，塑成于古近纪，新近纪开始分解。相当于布西期地面塑成于古近-新近纪末至第四纪早更新世，距今约在（300～120）×104a前，早更新世末期分解。
平原内阶梯状地面一般可分为3级，台地形成于距今（40～20）×104a，Ⅱ级阶地形成于距今（20～7）×104a，Ⅰ级阶地形成于距今（7～1.1）×104a。
（2）继承老构造带而强烈活动
区内山体抬升，平原下沉，大体上沿裂谷系构造边界而发生。平原周边及内部的山体沿断裂带而隆起，平原则以周边断裂带为界间歇性下沉。
（3）使地貌形态具有明显差异
由于裂谷作用强度在时间上和空间上的不同，致使地貌形态具有明显差异性。
本区山体隆升，多为拱状抬升，中部山脊线抬升幅度最大，两侧幅度较小。
三江平原的沉降幅度与沉积厚度各地差异较大，台地标高100m，Ⅱ级阶地60～80m，Ⅰ级阶地40～80m。最低处34m，第四系沉积厚度100～300m。
（二）外营力对地貌形成的控制作用
形成本区地貌的外营力主要为流水作用和湖成作用。
1.流水作用
本区水系较为发育，大小河流共100余条，这些河流的发育对本区地貌形成具有普遍意义。
低山丘陵区由于晚新生代以来，一直处在差异性抬升时期，故流水主要表现为侵蚀作用。广大平原区第四纪以来，为间歇性沉积时期，因此流水主要表现为堆积作用，形成了河谷平原、扇形平原和低平原。
2.湖成作用
第四纪以来三江平原有过几次湖泊兴衰时期。早更新世晚期，三江平原有较大湖泊出现；中更新世湖泊发育极盛时期，三江平原南部及西部形成较大湖泊，大约距今（40～20）×104a前湖泊达到极盛时期，山麓边缘被湖水淹没，加积了湖相粘土层；晚更新世为湖泊消亡时期，距今（20～15）×104a左右，由于古气候恶化，三江平原湖泊趋于消亡。距今（15～7）×104a前后，古气候转暖，湖泊复又扩大，同江—集贤—富锦以东的广大低平原，经常被河水覆没，形成了广阔的河漫湖，沉积了厚3～17m粉质粘土层。距今（7～1.1）×104a前，古气候再度恶化，三江平原湖泊消亡。因此，三江平原部分地区形成了湖积低平原。
三、地貌分类及形态描述
（一）地貌分类
根据《中国地貌制图规范》的地貌类型分类原则，结合本区特点，划分为3大成因类型、6个形态亚类和7个岩性-形态单元（表2-1，图2-1）。
表2-1 地貌分类表


（二）形态描述
Ⅰ构造-流水地貌
Ⅰ1花岗岩变质岩岗阜状丘陵
零星分布在三江平原之中，地形标高200～400m，比高60～100m，主要由花岗岩变质岩组成。地形呈岗阜状起伏，坡面长而缓，一般在10°～15°，上覆残坡积层与黑土层，丘顶300～350m高度处残留布西期夷平面。

图2-1 三江平原地貌图

其地貌形成时代N—Qh。
Ⅰ2砂砾石扇形平原
位于小兴安岭东坡山前地带，东临松花江及黑龙江故道。由鸭蛋河、嘟噜河、梧桐河、冲-洪积扇组成。自晚更新世以来堆积了冰水扇和冲洪积扇直至全新世继续加积冲洪积物。显然这个扇形平原是一个多层叠扇。由含泥质砾石层组成，在扇前缘颗粒变细，扇顶一般覆盖1～3m厚粉质砂土夹碎石层，沉积厚度15～25m，标高50～70m，比高小于5m，扇顶面微倾向下游。
其地貌形成时代Qp3—Qh。
Ⅰ3-1砂砾石河谷平原
分布在松花江、黑龙江、乌苏里江及其主要支谷中，包括Ⅰ级阶地，高低漫滩。地形标高40～80m，比高5～10m。河谷平原宽度视河流大小而异，一般大河谷宽5～15km，较小河谷2～5km，由粉质粘土、砂砾石、砾卵石层构成。较大河流中下游见有边滩、心滩、叉流、河曲、天然堤、牛轭湖、岸后沼泽、大小湖泊十分普遍。
其地貌形成时代Qp3—Qh。
Ⅰ3-2泥砂砾质低平原
分布在松花江河谷平原中，地形标高60～80m。由黄土状粉质砂土、粉质黏土细砂、砂砾石构成。地形极平坦，地面坡降一般小于1‰，可见沼泽湿地，地貌形成时代距今（7～1）×104a。
Ⅱ火山-流水地貌
玄武岩丘陵：位于八五三农场一带，分布面积不大，地形标高300～400m，比高50～100m，由新近纪玄武岩构成，丘陵顶面平坦。由于后期流水作用，多形成陡壁、深谷。
其地貌形成时代为N—Q。
Ⅲ湖成地貌
Ⅲ1砂粘土质台地
分布在平原周边山麓前缘的台地中，地形标高80～100m，比高10～20m，一般高出当地基面20m左右，以明显的陡坎与低平原或扇形平原相接。表层岩性为浓江组粉质粘土层，其下为砂砾石层。由于后期的侵蚀、剥蚀作用，地形略有起伏。
其地貌形成时代为Qp2。
Ⅲ2粘土质低平原
位于同江、富锦、集贤连线以东广大低平原地区。地势低平，地形标高50～60m。由黄土状粉质粘土、淤泥质粉质粘土构成。其上古河道、沼泽湿地、湖泡广布，河网较密，水生植物繁茂。但由于近几十年的大规模拓荒，许多地区被垦为农田，原生态系统受到破坏。
地貌形成时代距今（20～7）×104a。
四、微地貌
区内微地貌见有残丘、沼泽湿地、冰丘湖、古河道、自然堤等。
（一）残丘
在富锦、勤得利、萝北、宝清、饶河部分地区均有分布，高出平原地面80～200m，单个残丘面积在1～3km2，丘顶略平，斜坡急陡，与平原地面多以陡坎相接。残丘多由花岗岩和火山岩构成。区内残丘最大个体属富锦的乌尔虎力山，在泥砂质低平原中崛然拔起，相对高度超400m，由花岗岩组成。据资料，花马山延伸到平原地面之下，仍低陡，西坡为断崖，第四系厚超200m，东坡稍缓，但第四系也超100m。地表残丘形成与地质构造密切相关。
（二）沼泽湿地
三江平原是我国最大的沼泽植被分布区，广泛分布在各类低洼地和低河漫滩上。但因近年来气候逐年干旱和随着三江平原的全面开发，沼泽湿地面积日趋缩小，已有相当大的部分已垦为农田。根据2000年解译成果及野外对遥感解译成果验证，目前沼泽湿地面积为4 489km2，主要分布在洪河、三江、七星河等国家级湿地自然保护区及各个省县级湿地自然保护区内。
（三）冰丘湖
主要分布在测区东北部及黑龙江古河道中，常成对称出现，当地称“对湖”。最大者称水城子冰丘湖，面积达2.5km2，测区东北部同江-抚远一带古河道中大小不等的冰丘湖有300多个，小的也有1 000m2。在挠力河一带的沼泽地中亦有冰丘湖分布，不过面积不大，湖水较深，接近地下水补给。
这些冰丘，大都形成于末次冰期的盛冰期，约距今（2.2～1.5）×104a前。至全新世随着气候转暖冰丘消融成湖，由于冰丘大都呈圆状，故冰丘湖也呈圆形或鱼眼状。
（四）古河道
这里所说的古河道，系指那些负地形明显，而又具有典型古水文网特征的遗弃河道。区内较大古河道见黑龙江萝北古河道，松花江富锦以北古河道以及测区东北部、鸭绿河、浓江一带也都有古河道分布。
萝北古河道沿名山、萝北、团结、莲花呈北西南东向，在普阳农场以西入松花江，全长50km，宽6～12km。古河道低于两岸Ⅰ级阶地约3～5m，均有明显陡坎，河道中布满沼泽，并发育冰丘湖，在草炭、泥炭层之下发育多年冻土层。
松花江古河道，位于富锦以北，同江以东的莲花河和青龙河一带，宽5～15km，长约65km。古河道呈负地形，布满沼泽湿地，低于两侧Ⅰ级阶地约2～3m。
上述古河道的遗弃时间大体都在末次冰期盛冰期开始时，距今约2.2×104a前。
（五）自然堤
区内黑龙江、松花江及其主要支流的Ⅰ级阶地中，大都有自然堤分布。松花江的同江-富锦江段东侧，沿江环列数道自然堤。大榆树砂岗自然堤长达10km以上。同-富公路筑于其上。黑龙江古自然堤沿萝北古河道两侧分布，长数十千米。此外沿嘟噜河古河道另见5条自然堤。
古自然堤高出周围地面5～10m不等，坐落在Ⅰ级阶地砂砾石层之上。顶平，横截面呈梯形，宽约100～300m。由中粗砂、粉细砂组成，表层在土壤层之下有0.5m左右的黄土状粉质砂土。

根据调查结果，高氟地下水的分布与地形地貌密切相关，更重要的是与微地貌的变化直接联系。本研究区的地质环境主要受新构造运动和河流的影响，冲洪积物广布且厚度较大，地貌类型相对简单。全区海拔100～50m，地形自西向东逐渐降低。研究区的地貌格局与河流的侵蚀搬运、堆积作用密切相关，由于河流分属于黄河和淮河两大不同的水系，现根据地貌的成因类型和形态类型的不同，将本区地貌分为不同的区，如图2-10所示。

图2-10 研究区地貌分区图

1.黄河水系冲积平原区
黄河塑造了其下游的地貌，黄河及黄河明清故道以南，地面平坦开阔向东南微倾斜。扶沟、通许、睢县一线西北为冲积扇的顶部，这里紧靠黄河，地面坡度较大，一般为5‰～4‰，扶沟、通许、睢县一线东南，周口、柘城、商丘一线西北属冲积扇中部，坡度已减至4‰～2‰，地表分布较多北西—南东向的窄条状淮河支流的河漫滩和树枝状水系，历史上黄泛水流进入冲积扇中部以后，泛流作用大大减弱，泛水归槽，纳入颍河、涡河等河流后汇入淮河。周口、柘城、商丘一线的东南，为冲积扇下部。地面坡降变缓，减为2‰～1.7‰。由于泛流平地更远离黄河，受近期黄泛波及的面积最小，地面更平坦。
黄河冲积平原主要分布在研究区大部分地区，范围较大。从区域上看，第四纪以来，本区一直缓慢下降，黄河不断堆积，又由于历次黄河改道泛滥使地表形态变得复杂，遗存各种微地貌形态。再加上后期人工修建渠系，割裂了完整的平原地形。
在兰考城东南及南部、开封市以西至中牟一带大片地区分布有高差一般0.5～10.0m，最高可达15m左右的固定、半固定、新月形、波形、链形、垄状沙丘。其形态多为沙堆、沙垄。少数有标准的新月形沙丘及链状沙丘。此外还有的地区为沙窝地，平沙地、沙丘均为黄河泛流携带的泥沙经风的吹扬作用所形成。
根据1938年以前和以后的地表沉积物特征、覆盖地区和形成时间，可以将黄河冲积平原地貌类型分为：早期黄河冲积平原和近期黄河冲积平原。
Ⅰ1早期黄河冲积平原 分布于开封县西姜寨、通许县城、杞县板木以北广大地区和中牟县黄店、尉氏县庄头、南槽、大桥等地，分布面积约3245km2。地势平坦，由西北向东南微倾斜，坡降1/4000左右。地面标高西北部为100m，至东南部变为50m左右。后期由风的吹扬作用，在北部堆积有沙丘和沙地。由于黄河的历次泛滥改道在地表遗留有故河道分布和碟状洼地，地表广泛分布有盐碱地。
Ⅰ2近期黄河冲积平原 该地貌系1938年花园口决口，黄河泛滥沉积而成，故称近期黄河冲积平原，是研究区的主要地貌，分布于开封西姜寨、通许县城以及尉氏、南槽、扶沟韭园以东广大地区，分布面积约4135km2。在横向上西北部较窄（5～6km），东南部变宽（60～70km），呈典型的扇形分布。地势平坦，自西北向东南呈微倾斜。地面高程为80～48m，坡降1/3000～1/4000。局部地区遗留有故河道和碟状洼地。由于近期黄泛沉积物的覆盖，本区盐碱地的分布面积已经大为减少，为近期黄泛沉积的重要特征。
2.淮河水系冲积平原区
淮河水系河流塑造了豫东平原的南部地区，地貌以平原和岗垄为主，下面分别叙述。
Ⅱ1双洎河冲积平原 分布于尉氏县朱曲以南，蔡庄至扶沟韭园以西，分布面积约1019km2。地面标高70～55m，由西北向东南倾斜，或由北向南倾斜，坡降1/1000左右，由于本区第四纪晚期下降速度远小于堆积速度，河床逐渐升高，形成地上河。现代地表残留的西北—东南向条形岗地（如鄢陵岗）即为双洎河故道的遗迹。长葛至鄢陵岗以北，断续分布的南北向残岗，即为古黄河冲积平原，后经双洎河切割而成。另外，双洎河以北岗地前缘地带，零星分布有盐碱地。
Ⅱ2颍河冲积平原 分布在研究区西南部的瓦店—三家店一带，分布面积约852km2，地形平坦，高程58～53m，相对高差1m左右，地形坡降1/1500～1/3500，自西北向东南倾斜，组成岩性为灰黑色亚黏土及亚砂土。在部分低洼地带有沼泽出现。
Ⅱ3沙颍河冲积平原 分布在沙河两侧漯河市、周口市至项城市及漯河市至东岸镇一带，分布面积约371km2。呈西北—东南向条带状，为沙河决口改道所形成。高程60～40m，相对高差1～2m，坡降1/3000～1/4000，沿河一带地形较高，堤内高出堤外2～3m，漯河至东岸镇一带为一运粮河泛道带，地形高出平地1～2m。
Ⅱ4沙河冲积平原 分布在研究区的西南部谭庄—固墙及人和—张集一带，分布面积约497km2。高程58～42m，相对高差0.5～1.0m，从西北向东南倾斜，地形坡降1/3000～1/4000。
3.剥蚀地形
研究区内的剥蚀地形主要有两部分组成，即条形残岗和岗间洼地。值得注意的是，正是这些岗地的存在和微地貌的变化塑造了微型地下水系统，为局部地区高氟地下水的形成提供了水动力条件。
（1）在中牟县黄店和尉氏县大桥以西，分布面积约389km2。条形岗地为古黄河冲积物遭剥蚀后残留的正地形，岗间洼地为剥蚀后形成的负地形。
（2）分布在漯河市西部的召陵，分布面积约34km2。它是由于新构造运动导致地壳上升的结果，孤立分布在淮河冲积平原上，高程60～85m，高出平原20～25m，西北—东南向延伸，长6～8km，宽2～4km，岗顶平缓，坡度3°～5°，渐与平原相接。冲沟垂直于岗的走向发育，切割深度5～7m，宽度3～4m。

地形地貌条件是地质环境组成的最基本要素之一，也是影响地质环境中氟元素分布的一个重要条件。研究区内南北地形起伏较大，最高海拔达1491.1m，最低为80m。依据形态成因和物质组成的不同，将研究区的地貌划分为：山地、岗地和平原三种类型（图2-6）。

图2-6 南阳盆地地貌类型图

1.侵蚀及剥蚀山地

侵蚀及剥蚀低山 分布在研究区西部罗沟寨—大寨山、北部驻马山—蒿子沟一带，海拔400～1491.4m，最高点在镇平县北部的蒿子沟，标高1491.4m，其主要岩性罗沟寨—大寨山一带为变质岩，驻马山—蒿子沟一带由岩浆岩组成，山势陡峭，沟谷深切，切割深度200～550m。沿构造裂隙面崩塌作用强烈，多发育U形谷，谷壁陡直，谷底平坦。部分山体表面风化强烈，山体呈浑圆状。

剥蚀残山丘陵 分布在研究区北部阳城、四颗树、柳河等地及东南部大雀山—四方山一带，标高240～500m；阳城、柳河等地及大雀山一带岩性主要为变质岩，四颗树、四方山一带由岩浆岩组成；山顶浑圆，风化壳较厚，可达数十米，沟谷多为U形，谷底宽阔平坦，谷坡脚常有冲洪积物堆积。

2.剥蚀岗地

剥蚀鼓丘状岗地 分布在研究区西部田关、瓦亭以北、北部余关、东南部的马振扶等地，标高200～280m；田关、瓦亭以北、余关等地为变质岩，潦河坡、马振扶一带为花岗岩；岗体呈鼓丘状，岗顶宽平，大部分地段基岩裸露，植被不发育，河谷两侧可见不对称阶地。

剥蚀波状岗地 分布于研究区西部、北部等地，标高180～260m，岗顶起伏变化大，大面积分布坡洪积、冲洪积物，局部有花岗岩、灰岩裸露，沿岗坡Ⅴ形冲沟发育，岗间河谷平坦。

剥蚀垄岗 分布于研究区西部赵集、北部安皋、博望，东南部湖阳、古城等地，标高140～220m，组成物质为坡洪积及冲洪积物，岗体走向基本与河流方向一致，岗顶平缓，沿岗坡Ⅴ形冲沟发育，岗间河谷平坦。

剥蚀岗地的地貌类型特点使这部分地区在氟元素分布迁移上总体成为过渡的汇，但相对于地势更为平坦的堆积平原来说也成为局部的源，因此这些地区氟元素的分布情况差异较大。

3.堆积平原

冲洪积倾斜平原 主要分布于研究区河道之间的中间地带及岗地前沿地带，由中更新统坡洪积、冲洪积及上更新统湖沼沉积、冲洪积物组成，标高110～160m，地形平坦而宽广。

冲积带状倾斜平原 分布在研究区河道的两侧，主要为全新统冲积物组成，标高80～130m，黏性土与下伏砂层构成二元结构，地势平坦，略有起伏。

由于研究区的堆积平原是地势最低、最平坦的部分，地表及地下径流汇集于此，从研究区四周的山区带来了大量含氟物质，因此，从宏观尺度上看，这部分是氟相对富集的地区。

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