De Gele Rivier - de moeder van China

In 2012 en 2013 schetste Joost Terwindt in Geografie de grootschalige tektonische en klimatologische veranderingen in Noord-China. Hier zoomt hij in op het ontstaan en de ontwikkeling van de Gele Rivier (officieel: Huang He), die haar naam dankt aan de enorme hoeveelheid sediment die ze meetorst.

Het landschap van Noord-China is in de laatste 15 miljoen jaar ingrijpend veranderd. Dit kwam door de botsing van de Indiase plaat met de Euraziatische plaat en de opheffing van het Tibetaans Plateau (zie Geografie november/december 2012). Zo’n 38 miljoen jaar geleden begonnen de effecten van deze botsing zich van zuid naar noord te manifesteren. Er ontstonden botsingsgebergten, grootschalige opheffingen en verschuivingen, en langgerekte breukzones. Het kostte nog eens zo’n 24 miljoen jaar voor de effecten zich aan de noordkant van het Tibetaans Plateau manifesteerden.

Ook de grootschalige veranderingen in het klimaat waren van invloed op de landschapsontwikkeling in deze regio. Sinds het einde van het Krijt (65 miljoen jaar terug) werd wereldwijd het klimaat geleidelijk kouder. Boven de zuidoostkant van het Tibetaans Plateau ontwikkelde zich een moessongebied (natte tijd in de zomer).

Zo werd in relatief korte tijd veel water naar het plateau gevoerd en ontstond een grote erosiecapaciteit. Bovendien ging het plateau door de omhoog bewegende gebergteranden aan de oost- en noordkant steeds meer als regenvanger fungeren. Verder vormde zich aan de westkant van China het Pamir-gebergte, waardoor vochtige westenwinden over Azië uitregenden en er aan de lijzijde verdroging en zelfs woestijnvorming optraden. Daaraan hebben we nu nog de Taklamakan- en de Gobi-woestijn te danken (zie Geografie augustus 2013).

Tijdens de koude perioden in het Pleistoceen breidden de gletsjers in de hoge delen van het plateau zich uit. Bij afsmelting namen de waterdebieten toe, terwijl de verdamping geringer was dan vroeger. De erosiecapaciteit groeide verder. In de warmere perioden waren de afvoeren geringer en was dus de erosiecapaciteit kleiner.

De bovenloop

In de recente literatuur wordt een overzicht gegeven van de ontwikkeling van de landschapsvormen in de bovenloop van het huidige stroomgebied van de Gele Rivier. De opheffing van het Tibetaans Plateau leidde ertoe dat de rivieren aan de oostelijke kant zich achterwaarts (van oost naar west) gingen insnijden. De proto-Gele Rivier kon zo tot ver in het achterland doordringen. Een groot deel van het noordoosten van het Tibetaans Plateau bestaat uit een oude schiervlakte, ontstaan ver vóór de IndiaEurazië-botsing. Daarin zijn drie landschapstypen te onderscheiden: de schiervlakte, het glaciale en het fluviatiele type (figuur 2). Het schiervlaktetype beslaat veruit het grootste oppervlak. Het glaciale type ligt in de omgeving van de hogere bergketens, en het fluviatiele vooral langs de oostelijke rand van het plateau, waar rivieren door terugschrijdende erosie vaak honderden meters diepe kloven en nauwe beddingen hebben gevormd en bezig zijn zich ook ver achterwaarts in de schiervlakte in te snijden.

De huidige Gele Rivier ontspringt op zo’n 4300 m boven zeeniveau en stroomt dan langs twee gekoppelde meren (Zhaling He en Eling He, figuur 2). De insnijding is hier nog gering. De rivier stroomt dan oostwaarts tussen twee NW-ZO-gerichte, oude bergketens, de Bayan Har Shan, top 5267 m (shan = berg) en de Anyemaqen Shan, top 6282 m, en bereikt dan met een scherpe bocht een gebied met ingesneden meanders en diepe kloven, kenmerkend voor een actief eroderende rivier, en stroomt dan uit in het vlakke Zoige-bekken.

In de hoogvlakte ligt een aantal van deze geïsoleerde bekkens, depressies van grote omvang en diepte, omgeven door actief groeiende bergruggen. De belangrijkste zijn naast het Zoige-bekken het Tongde-, Gonghe-, Guide-, Xunhua-, Xining-, Linxia- en Lanzhou-bekken (figuur 3 op pag. 20). Deze hebben gefungeerd als grote vanggebieden, waarin vaak vele honderden meters dikke sedimentpakketten zijn afgezet, afkomstig van omgevende drainagegebieden. Deze meren fungeren dus als grote waterbuffers. Vanaf het Zoige- bekken tot aan het Lanzhou-bekken daalt de rivierbedding over 1000 km (langs zijn loop gemeten) zo’n 2500 m.

Na het Zoige-bekken stroomt de rivier voorlangs de Anyemaqenketen. De rivier is hier diep ingesneden en langs de dalwanden ligt een serie erosieterrassen in het oude gesteente tot een hoogte van wel 300 m boven de dalbodem. Deze terrassen zijn door de rivier uitgeslepen in tektonisch rustige perioden. Verderop bereikt de rivier dan het Tongde- en het Gonghe-bekken, die van elkaar gescheiden zijn door een nog tektonisch actieve bergrug. In de dalwanden van beide bekkens ligt ook een aantal erosieterrassen, die getuigen van de schoksgewijze opheffing van dit gebied. Het Gonghe-bekken is opgevuld met, op het diepste punt, zo’n 1200 m dik sedimentpakket. Dit gebied ligt thans buiten de moessonzone en heeft nu een aride klimaat.

Bij de uitgang van het Gonghe-bekken kruist de rivier een bergrug, waarin de 500 meter diepe Long Yang-kloof ligt, met steile wanden en een zeer steil verhang. Bij de ingang van de kloof is in 1987 een dam aangelegd, waardoor er bovenstrooms een groot reservoir ontstond. Verderop buigt het rivierdal weer naar het westen en passeert daarbij het Guide-, het Xunhua- en het Linxia-bekken en stroomt dan verder noordoostwaarts naar het Lanzhou-bekken. Ook in deze bekkens liggen erosieterrassen langs de dalwanden. Vlak voor Lanzhou stroomt ook de Huang Shui-rivier, die het Xining-bekken draineert, in de Gele Rivier uit.

Met moderne dateringsmethoden is de ouderdom van de erosieterrassen vast te stellen. Het aantal terrassen varieert per bekken, net als het tijdstip waarop ze gevormd werden. Ook de diepte van de insnijding verschilt. Op zich niet verwonderlijk: in zo’n groot gebied als de bovenloop van de Gele Rivier kunnen natuurlijk grote variaties optreden in de intensiteit van de tektonische bewegingen, de aard van het gesteente, de verhangen van de rivier, de omvang en kaping van stroomgebieden en de klimatologische condities.

Het bekken van Lanzhou speelt een speciale rol in de ontwikkeling van de Gele Rivier. Het bekken heeft een langwerpige, westoost gerichte ligging. Naar men aanneemt liep de Gele Rivier vroeger van hier pal oostwaarts via het dal waarin nu de Wei Herivier stroomt. De huidige Gele Rivier loopt echter bij Lanzhou in noordoostelijke richting door de Liupan Shan via zes 200-500 m diep ingesneden kloven naar het Yinchuan-bekken. In de omgeving van Lanzhou hebben zich dus een stroomverlegging en een waterscheiding ontwikkeld. Aan de hand van de gesteenten en fossielen is vastgesteld dat de overgang van de oude naar de nieuwe loop zich heeft voorgedaan in het Laat-Mioceen-Vroeg-Plioceen (7-4 miljoen jaar terug). De oorzaak wordt toegeschreven aan de opheffing en de vorming van een anticlinale rug ten westen van Lanzhou, waardoor de oude loop werd geblokkeerd.

De middenloop

De middenloop van de Gele Rivier begint bovenstrooms van het Yinchuan-bekken. Het is de westelijke tak van wat genoemd wordt ‘de omloop van de Gele Rivier rond het Ordos Plateau’. De Gele rivier stroomt vanaf Lanzhou zo’n 640 km noordwaarts, dan 320 km oostwaarts en daarna zo’n 600 km naar het zuiden, waar ze samenvloeit met de Wei He (figuur 1).

Het Ordos Plateau heeft een oppervlak van 2,5 miljoen km2 (ongeveer 60 keer Nederland). Het speelt een bijzondere rol in de landschapsontwikkeling van de Gele Rivier en vooral ook de watervoorziening van Noord-China. Het is een prachtig voorbeeld van de interactie van tektonische processen en de aanpassing van het drainagesysteem.

Het ontstaan van het Ordos Plateau gaat terug tot zo’n 90 miljoen jaar geleden (figuur 4). Er lag in dit gebied een groot meer, waarin diverse rivieren veel sediment dumpten en delta’s uitbouwden, die zich later ontwikkelden tot oliereservoirs. Nog later verlandde het meer tot een moerasbos, dat langzamerhand overging in dikke, uitgestrekte koollagen. De Ordos is dan ook een van China’s belangrijkste olie- en kolenmijngebieden.

De opheffing van dit gebied voltrok zich in vier fasen, waarbij ook de randgebieden van de Ordos en dus de loop van de Gele Rivier hun vorm kregen. De ontwikkelingen gingen zeer langzaam en op een tijdschaal van (soms vele) miljoenen jaren. Perioden van rust en van tektonische beweging wisselden elkaar af.

In de eerste fase, op het einde van de Krijtperiode (90-55 miljoen jaar geleden), ver voor de botsing van de Indiase met de Euraziatische plaat, werd het hele gebied geleidelijk opgeheven en begon de erosie van het oppervlak van de Ordos. In deze periode ontstond ook het Helan-gebergte, waar de huidige Gele Rivier voorlangs stroomt. Ook ontstonden er depressies aan de noordoosten zuidwestkant van het plateau.

In de tweede fase (50-30 miljoen jaar terug) werden het omgevende Helan- en Liupan-gebergte verder opgetild en ging ook de opheffing van het centrale deel van de Ordos door. Maar aan de randen vormden zich slenken, zones in de aardkorst waarin tektonische uitrekking optreedt. Ze worden als het ware uit elkaar getrokken, waardoor de aardkorst ter plaatse daalt langs een of meerdere verticale breuken. Het Ordos Plateau wordt in een rechthoek omgeven door de Yinchuan-, de Hetao-, de Wei He- en later de Shanxi-slenken, die veel sediment van het plateau en de omgevende gebergten ontvingen (figuur 5).

In de derde fase, in het Onder- en Midden-Mioceen (20-15 miljoen jaar), begonnen de effecten van de botsing van de Indiase en de Euraziatische plaat door te dringen tot het Ordos Plateau. Het Ordos Blok kantelde, met sterkere opheffing aan de westzijde en een lichte daling aan de oostzijde. De opheffing versnelde in de loop van de tijd en daarmee ook de erosie in het hogere deel en de daaraan gekoppelde sedimentatie in de slenken.

In de vierde fase (13-4 miljoen jaar terug) breidden de slenken aan de noord- en zuidkant van het plateau zich verder uit; aan de westkant verdwenen ze door de opheffing van dit gebied. Ook begon zo’n 8 miljoen jaar terug de afzetting van rode eolische kleien, afkomstig uit de noordwestelijk gelegen woestijnen; een indicatie van de verdroging van deze gebieden. Aan de oostkant van de Ordos vormde zich het Shanxi-slenkensysteem.

De Gele Rivier ontwikkelde vanaf het Boven-Plioceen (3,7 miljoen jaar terug) een nieuwe loop aan de westkant van het Ordos Plateau naar de Yinchuan-slenk. Deze is nu 150 km lang en 50 km breed en ligt diep beneden het aanliggende Ordos Plateau en het Helangebergte. Hij telt vier grote breukzones, waarvan er twee nog steeds actief zijn. In de Yinchuan-slenk is in de loop van de tijd zo’n 8500 m dik sedimentpakket afgezet, afkomstig van de kloven van het Liupan-gebergte en het Helan-gebergte en de westrand van de Ordos. En dat gedurende miljoenen jaren.

Aan de noordzijde vond de Yinchuan-slenk aansluiting op de oudere, west-oost gerichte Hetao-slenk, op dat moment nog een meer. Vanaf 3,7 miljoen jaar terug begon de Gele Rivier zich ook hier in te snijden en ontstond voorlangs het Lüliang-gebergte de noord-zuid gerichte Jinshaan-kloof, 500 km lang en op sommige plaatsen meer dan 200 m diep. Bij de noordelijke ingang van deze kloof ontstonden in de dalwand drie erosieterrassen. Verder zuidwaarts is het dal diep ingesneden en verderop zijn in de dalwand zeven erosieterrassen aanwezig. Deze geven aan dat de rivier stapsgewijs telkens verder is ingesneden als gevolg van de opheffing van het Ordos Plateau. De Jinshaan-kloof mondt uit in de Fen Wei-slenk, een uitloper van de Shanxi-slenk en uiteindelijk in de Wei He-slenk.

De huidige Wei He-rivier volgt de oude loop van de Gele Rivier. Uiteindelijk komt hij aan de zuidkant van het Ordos Blok, net als de Jinshaan-kloof, uit in de Wei He-slenk die 100 km lang en 65 km breed is. De huidige Gele Rivier maakt in het midden van de slenk een scherpe bocht naar het oost-noord-oosten, stroomt door het Taihang-gebergte en komt dan uit in de benedenloop. Tegen het einde van de derde ontwikkelingsfase begon zich ook een moessonklimaat te ontwikkelen met grotere neerslaghoeveelheden en erosie in de boven- en middenloop. In de vierde fase werd de druk vanuit het Tibetaans Plateau op de westkant van de Ordos steeds sterker. Dit manifesteerde zich in een sterkere opheffing van de bergketens, vooral ook langs de slenken.

De vierde fase omvat ook het Pleistoceen en het Holoceen met een afwisseling van koude (glaciale) en warme (interglaciale) perioden. In de koude perioden is de begroeiing geringer, de bodem veelal bevroren en zijn de stofaanvoerende westenwinden sterker. In de warmere perioden treedt op uitgebreide schaal begroeiing en bodemvorming op. Zo vormt zich een warm-koudafwisseling in de afgezette sedimenten. De loess is vooral afkomstig van uitgestoven fijn zand en stof vanuit sedimenten uit de bovenloop, de Yinchuan-Hetao-slenken en de Mu Us-woestijn. Ook de verder weg gelegen woestijnen (Gobi, Taklamakan) kunnen in de droge wintermoesson met overheersende westenwinden stof hebben aangevoerd.

Het is vooral in het gebied van de Jinshaan-kloof dat de Gele Rivier grote hoeveelheden (gemiddeld 1,6 miljard ton/jaar) zeer fijn, makkelijk erodeerbaar loess opneemt. Dit maakt de Gele Rivier tot de meest sedimentbeladen rivier ter wereld.

Stuwdammen in de middenloop

In de jaren ‘60 heeft men in de middenloop van de Gele Rivier de grote Sanmenxia-dam gebouwd, voor elektriciteitsopwekking en voor aftopping van afvoerpieken. Behalve de Gele Rivier stromen ook de Fen He en de Wei He in het stuwmeer uit. De Sanmenxiadam werd gebouwd door Russische ingenieurs, die wel ervaring hadden met grind- en zandvoerende rivieren, maar niet met de gigantische slibtransporten van de Gele Rivier. Ze lieten dan ook geen slibvangers aanleggen bovenstrooms in het meer en troffen geen voorzieningen voor het doorspoelen van slib door de dam heen. Het bleek een rampzalige misrekening. Gigantische hoeveelheden slib belandden in het reservoir, en de turbines raakten verstopt. Anderhalf jaar na ingebruikneming was er al bijna 2 miljard ton sediment afgezet, 17% van de bergingscapaciteit. De grote sedimentplug in het bovendeel van het reservoir beperkte de waterafvoer, wat tot grote overstromingen leidde. De dam functioneert nu nog voornamelijk om topafvoeren naar de benedenloop af te vlakken. De centrale levert nog maar een zeer beperkte hoeveelheid stroom.

Verder stroomafwaarts in de middenloop ligt een tweede dam, de Xiaolangdi-dam, 154 m hoog en 1317 m lang, voor elektriciteitsopwekking. Ook deze kampt met sedimentatie in het bekken, maar hier zijn wel spoelvoorzieningen in de dam aangebracht. Bij doorspoeling levert dat een spectaculair schouwspel op.

De benedenloop

De benedenloop begint bij Zhengzhou. De Gele Rivier stroomt hier oostwaarts in de Noord-Chinese laagvlakte over een kleine 800 km naar de Bohai-zee. Het stroomgebied is relatief klein, zo’n 23.000 km2 . Het is heel vlak en loopt licht af naar zee. Het grootste deel ligt maar 50 m boven zeeniveau. Zo’n 75.000 km2 wordt geirrigeerd met water uit de Gele Rivier en de Hai He en Huai He. Er wonen ongeveer 150 miljoen mensen. Het is een belangrijk (irrigatie)landbouwgebied, met als belangrijkste producten graan, katoen en tabak.

In de natte tijd voert de rivier niet alleen grote hoeveelheden water af, maar ook gigantische hoeveelheden slib, afkomstig van erosie van loess in de middenloop. In 1977 werd een record bereikt van 920 kg/m3 ; dat is bijna een ton per kuub. Deze grote sedimentafvoeren veroorzaken een soort zware vloeistof bij de bodem, die traag beweegt. Deze vormt een natuurlijk obstakel, dat de bodem ophoogt en tot grote overstromingen kan leiden. De meest ramp zalige was in 1332 toen 7 miljoen mensen om het leven kwamen. Maar ook bij recentere rampen vielen er miljoenen slachtoffers (1887: 1-2 miljoen; 1931: 1-4 miljoen).

Tijdens zulke grote overstromingen kunnen ook verleggingen van de bedding optreden, waarbij oeverwallen en dijken worden weggeslagen. Ook kunnen geulen verstopt raken, doordat de rivierbedding hoger komt te liggen dan het omgevende land. Bij deze extreme omstandigheden kan zowel de loop als de mond van de rivier zich verleggen. Dit heeft grote gevolgen voor de bevolking, in de oude (watertekort) én in de nieuwe loop (overstroming). Deze verschuiving van de mond kan over wel honderden kilometers plaatsvinden (figuur 6). Door de grote hoeveelheden sediment konden de actieve delta’s in de monding sterk uitgroeien, terwijl de verlaten delta’s sterk erodeerden.

Door de ingrijpende industrialisatie, urbanisatie en verbeterde irrigatiesystemen is het watergebruik in de afgelopen decennia enorm toegenomen. Het gevolg is dat de Gele Rivier de laatste jaren ook in de natte tijd nog nauwelijks water afvoert naar zee (zie Geografie mei 2015). De huidige delta en de aansluitende kustgebieden kampen dan ook met serieuze erosie. Om de kustafslag te beperken, is enige jaren geleden in de buitendelta een afvoerkanaal in noordoostelijke richting gebaggerd, waardoor uitstromend water met de zeestromen zuidwaarts langs de kust wordt geleid en daar kan sedimenteren. Het levert daar een kleine bijdrage aan de bestrijding van de kusterosie als gevolg van de sterke reductie van de water- en sedimentdebieten in de monding van de Gele Rivier.

BRONNEN

De geraadpleegde bronnen zijn per onderwerp aangegeven.

De bovenloop

• Craddock, et al. (2010): Rapid fluvial incision along the Yellow River during headward basin integration. Nature Geoscience, 3: 209-213.
• Harkins, et al. (2007): Transient fluvial incision in the headwaters of the Yellow River, northeastern Tibet, China, J. Geophys. Res., 112, 21 pp.
• Stroeven,  et al. (2009): Landscape analysis of the Huang He headwaters, NE Tibetan Plateau. Geomorphology, 103: 2009-226.
• Perrineau et al. (2011): Incision rate of the Yellow River in N.E Tibet.  Geological Society of London, Spec. Publication, 353, 189-219.
• Wang et al. (2012): Late Miocene uplift of the NE Tibetan Plateau. Global and Planetary Change. 88-89, 10-19.
• Lin  et. al. (2015): Active normal faulting…..in the intracontinental Yinchuan graben, China. Journ. of Asian Earth Sciences, 114, 155-173.
• Zhang et al. (2012): Quarternary glacier development and relationship between the climate change and tectonic uplift of the Helan Mountain. Chinese Science Bulletin, 57, 4491-4504.

Ordos omloop

• Lin et al. (2001): How and when did the Yellow River develop its square bend? Geology, 29,10, 951-954.
• Yue et al. (2007): Evolution of the Ordos Plateau and environmental effects. Science in China, 50, 19-26.
• Zhao et al. (2011): Characteristics of later different reformation and its significance of multi-energy deposits in the Ordos basin. Energy exploration and exploitation, 29,4, 435-454.
• Wang et al. (2014): Lateral variation of crustal structure in the Ordos block and surrounding regions, North China. Earth and Planetary Science Letters, 387, 198-211.

Jinshaan canyon

• Pan et al (2011): A magnetostratigraphic record of landscape development in eastern Ordos Plateau. Geomorphology, 125, 225-238.
• Pan et al. (2012): The approximate age of the planation surface and the incision of the Yellow River. Paleo3, 356-357, 54-61.
• Shaoping et al. (2002): Strath terraces of Jinshaan Canyon, Yellow River, and Quaternary tectonic movements of the Ordos Plateau, North China. Terra Nova, 14, 215-224.
• Zhang et al. (2009): The evolution of a terrace sequence along the Yellow River in Hequ, Shanxi, China. Geomorphology, 109, 54-65.

Fen Wei Graben

• Lin et al. (2015): Flexural fold structures and active faults in the northern-western Weihe Graben, central China. Journal of Asian Earth Sciences, 226-241.
• Rao et.al. (2014): Tectonic activity and structural features of active intracontinental normal faults in the Wei He Graben, central China. Tectonophysics, 636, 270-285.
• Sun, J. (2005): Long-term fluvial archives in the Fen Wei Graben, central China, and their bearing on the tectonic history of the India-Asia collision system during the Quarternary. Quaternary Science Reviews, 24, 1279-1286.
• Zhenbo Hu et al. (2012): Fluvial terrace formation in the eastern Feiwei Basin, China. Journal of Asian Earth Sciences, 60, 235-245.

De benedenloop

Yellow River: wilipedia.org/wiki/Yellow-River. Sanmenxia dam: wikipedia.org./wiki/Sanmenxia_Dam.

Klimaat

• Zhisheng et al. (2001): Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya-Tibetan plateau since Late Micocene times. Nature, 411, 62.
• Yang & Ding (2008): Advance-retreat history of the East-Asian summer monsoon rainfall belt over northern China during the last two glacial-interglacial cycles. Earth and Planetary Science Letters 274, 499-510.