引用本文
王躲, 尹功明, 韩非, 刘春茹, 毛泽斌. 格仁错断裂带流域地貌特征及其构造指示意义[J]. 地震地质, 2017,39(2): 304-322.
WANG Duo, YIN Gong-ming, HAN Fei, LIU Chun-ru, MAO Ze-bin. GEOMORPHOLOGY OF THE GYARING CO FAULT ZONAL DRAINAGE SYSTEM AND ITS STRUCTURAL IMPLICATIONS[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(2): 304-322.  
Doi:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.02.004
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格仁错断裂带流域地貌特征及其构造指示意义
王躲1, 尹功明1,*, 韩非1, 刘春茹1, 毛泽斌1,2
1.中国地震局地质研究所, 地震动力学国家重点实验室, 北京 100029
2.中国地质大学(北京), 地球科学与资源学院, 北京 100083;
*通讯作者: 尹功明, 研究员, E-mail:yingongming@sina.com。

〔作者简介〕 王躲, 男, 1987年生, 在读博士研究生, 构造地质学专业, 研究方向为活动构造和构造地貌, 电话: 010-62009077, E-mail:wangduo001@126.com。

收稿日期: 2016-01-27
基金项目: 国家自然科学基金(41172155)资助
摘要

依据谷歌地球提供的影像(Landsat和GeoEye)和野外工作, 在ArcGIS平台上利用数字高程模型(ASTER GDEM数据)提取了格仁错断裂带153个亚流域盆地的基本参数, 作了面积-高程积分。统计结果显示, 南北2盘流域盆地的规模(面积、 河网分级)差异显著, 南盘流域盆地起伏、 坡度、 面积-高程积分( HI)值均略大于北盘, 积分曲线总体呈 “南凸北凹”的形态特征; 在断裂走向上, 盆地起伏、 平均坡度、 HI值皆呈 “东南高、 西北低”的趋势, 积分曲线由西向东具有变凸的态势。通过分析流域岩性与降雨条件, 发现它们对以上地貌参数的影响有限。因此, 流域盆地差异地貌特征反映并验证了格仁错断裂晚新生代南盘相对于北盘抬升, 并且其南侧申扎-定结裂谷可能强化了该差异抬升运动。同时, 可能指示冈底斯-念青唐古拉山晚新生代早期隆升为流域盆地提供了向N掀斜的先存地貌面, 后期该山体和申扎-定结裂谷的快速隆升进一步促成南北2盘流域不对称的发育。

关键词: 格仁错断裂; 流域盆地; 地貌; 面积-高程积分; 青藏高原内部
中图分类号:P931.2 文献标识码:A 文章编号:0253-4967(2017)02-0304-19
GEOMORPHOLOGY OF THE GYARING CO FAULT ZONAL DRAINAGE SYSTEM AND ITS STRUCTURAL IMPLICATIONS
WANG Duo1, YIN Gong-ming1, HAN Fei1, LIU Chun-ru1, MAO Ze-bin1,2
1.State Key Laboratory of Earthquake Dynamics, Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
2.School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences(Beijing), Beijing 100083, China
Abstract

Strike-slip faults and normal faults are dominant active tectonics in the interior of Tibetan plateau and control a series of basins and lakes showing extension since the Late Cenozoic, by contrast with the thrust faulting along the orogenic belts bordering the plateau. The late Neotectonic movement of those faults is key information to understand the deformation mechanism for Tibetan plateau. The Gyaring Co Fault is a major active right-lateral strike-slip fault striking~300° for a distance of~240km in central Tibet, in south of Bangong-Nujiang suture zone. The Gyaring Co Fault merges with the north-trending Xainza-Dinggye rift near the southern shore of Gyaring Co. From NW to SE, Dongguo Co, Gemang Co-Zhangnai Co, Zigui Co-Gyaring Co form the Gyaring Co fault zonal drainage basin. Some scholars have noticed that the formation of lakes and basins may be related to strike-slip faults and rift, but there is no analysis on the Gyaring Co fault zonal drainage basin and its response to regional tectonics. In recent years, a variety of quantitative geomorphic parameters have been widely used in the neotectonic systems to analyze the characteristics of the basin and its response mechanism to the tectonic movement. In this paper, we applied ASTER GDEM data on the ArcGIS platform, extracted the Gyaring Co fault zonal drainage basin based on Google Earth images(Landsat and GeoEye)and field work. We acquired basic geomorphic parameters of 153 sub-basin(such as grade, relief, average slope, area) and Hypsometric Index ( HI) value and curve. Statistical results have indicated significant differences in scale(area and river network grade)in north and south sides of the fault. Southern drainage basins’ relief, slope, HI value are higher than the northern basins, and the overall shape of hypsometric curve of northern basins are convex compared with southern concavity. Along the strike of the Gyaring Co Fault, average slope, and HI value are showing generally increasing trending and hypsometric curve become convex from west to east. By comparing and analyzing the lithology and rainfall conditions, we found that they have little influence on the basic parameters and HI value of drainage basins. Therefore, the changes of basin topographic differences between northern and southern side of fault and profile reveal the Gyaring Co Fault has experienced differential uplift since the late Cenozoic, southern side has greater uplift compared to the north side, and the uplift increased from NW to SE, thus indicate that normal faulting of the Gyaring Co Fault may enhanced by the Xainza-Dinggye rift. The early uplift of the Gangdise-Nyainqentanglha Mountain in late Cenozoic might provide northward inclined pre-existing geomorphic surfaces and the later further rapid uplift on the Gangdise-Nyaingentanglha Mountain and Xainza-Dinggye rift might contribute to the asymmetrical development of the Gyaring Co fault zonal drainage basin.

Keyword: Gyaring Co Fault; drainage basin; geomorphology; hypsometric index; interior of Tibet
0 引言

在青藏高原内部, 晚新生代断裂构造样式以近EW向的走滑断裂和近SN向的正断裂为主, 与青藏高原周缘造山带的主逆冲缩短形成鲜明的对比(Molnar et al., 1978; Molnar et al., 1993)。在藏南由东往西, 主要发育亚东-谷露裂谷、 申扎-定结裂谷、 尼玛-定日裂谷、 隆格尔裂谷等近SN向裂谷系; 从东到西, 裂谷系北端与班公湖-怒江缝合带之间, 主要发育崩错断裂、 格仁错断裂、 阿翁错断裂等数条长100~200km的NW向右旋走滑断裂系, 它们与东端的嘉黎断裂、 西端的喀喇昆仑断裂呈右阶雁列展布, 在近EW方向上绵延近2, 000km, 几乎横跨整个青藏高原(图1), 构成规模宏大的喀喇昆仑-嘉黎断裂带(Armijo et al., 1986, 1989)。在班公湖-怒江缝合带以北, 主要发育NEE向左旋走滑断裂系, 如吴如错断裂、 日干配错断裂、 拉姆措断裂, 以及规模较小的双湖地堑等近SN向正断裂(Taylor et al., 2009)。南北两侧走滑断裂系交会于班公湖-怒江缝合带附近, 形成V型走滑构造体系, 与近SN向的裂谷系及地堑系构成高原内部调节印度与亚欧板块碰撞的重要构造(Yin et al., 2011)。

图1 格仁错断裂带流域地貌与区域构造简图
左下角为青藏高原及其周缘主要活动断裂分布(Taylor et al., 2009)及研究区位置(红框)图; 白色图框为图2地形剖面位置; 白色星型为图3断裂陡坎地貌照片位置; GCF 格仁错断裂, XGF 下过断裂, WCF 吴如错断裂; XDR 申扎-定结裂谷, NDR 尼玛-定日裂谷; JGS 甲岗山; BNS 班公湖-怒江缝合带Fig. 1 General geomorphic and active tectonics along the Gyaring Co fault(GCF)zone.

在青藏高原内部, 以往的研究主要集中在裂谷开始形成的时代与青藏高原隆升机制(Coleman et al., 1995; Garzione et al., 2000; Williams et al., 2001; Blisniuk et al., 2001; Zhang et al., 2007; Styron et al., 2013, 2015)、 走滑断裂与裂谷活动性及发震构造(Armijo et al., 1986, 1989; 国家地震局地质研究所, 1992; Blisniuk et al., 2003; Taylor et al., 2006; 杨攀新等, 2010, 2011, 2012; Sundell et al., 2013; Shi et al., 2014), 以及变形模式(Taylor et al., 2003; Ratschbacher et al., 2011; Yin et al., 2011)等方面。目前, 多数观点认为裂谷和走滑断裂可能同时自中新世开始在高原内部广泛发育(Coleman et al., 1995; Blisniuk et al., 2001; Williams et al., 2001; Zhang et al., 2007; Styron et al., 2013, 2015), 奠定了高原内部现今地貌格局(Wang et al., 2014), 并且一些学者也注意到串珠状湖泊和盆地的发育可能与走滑断裂和裂谷有关(Armijo et al., 1986; Taylor et al., 2003, 2012), 但并没有深入分析盆地所在流域的地貌形态及其对区域新构造活动的响应。

在构造地貌研究中, 多种定量化的地貌参数已广泛用于表征流域发育特征, 分析水系对构造运动的响应机制, 如流域方向、 长度、 面积、 河网密度、 盆地起伏、 坡度、 陡峭系数、 面积-高程积分等。在构造活动区, 先存水系的均衡状态会因响应构造活动而改变, 流域流向、 几何形态、 面积、 坡度及落差可能会发生极大的变化(张会平等, 2006; Ramsey et al., 2007)。在排除气候、 岩性等其他因素的条件下, 面积-高程积分曲线形态可为构造隆升扩展方向提供参考(Delcaillau et al., 1998; 黄伟亮等, 2011)。近年来在台湾山脉(Chen et al., 2003; Cheng et al., 2012)、 西班牙Sierra Nevada山脉(El Hamdouni et al., 2008; Pé rez-Peñ a, 2009)、 伊朗High Zagros 造山带(Alipoor et al., 2011)、 青藏高原东北缘(梁明剑等, 2014; 高明星等, 2015; 苏琦等, 2015)、 天山地区(张天琪等, 2015)等构造活跃区开展的相关工作表明, 面积-高程积分(HI)值的高低与垂向滑动速率大小呈正相关, 能够量化评价构造差异抬升运动。

在班公湖-怒江缝合带南侧, 沿右旋走滑运动强烈的格仁错断裂带展布一系列串珠状湖泊(Armijo et al., 1989; 国家地震局地质研究所, 1992; 吴章明等, 1992), 这些湖泊构成格仁错断裂带流域的汇水面(图1)。格仁错断裂在南部与申扎-定结裂谷相接, 极大拓展了流域汇水区, 区内最大落差超过2, 000m。同时, 最新的野外调查揭示格仁错断裂长期以来存在正断层运动, 断裂南盘整体抬升可达数百m(杨攀新等, 2012)。因此, 在青藏高原内部盆湖构造地貌研究中, 我们尝试从格仁错断裂带流域盆地入手, 通过谷歌地球提供的影像(Landsat和GeoEye)和野外工作, 在ArcGIS平台上利用ASTER GDEM数据系统提取格仁错断裂带流域基本参数(如数量、 分级、 高程、 坡度、 面积), 通过对所获取的153个亚流域盆地的基本参数和面积-高程积分及积分曲线的综合分析, 探讨青藏高原内部格仁错断裂带流域盆地的地貌特征及其对新构造活动的指示意义。

1 区域地质背景

格仁错断裂带流域盆地位于青藏高原中部, 拉萨地块北缘。北部为班公湖-怒江缝合带, 东南与念青唐古拉山相接, 南抵冈底斯山(图1)。流域盆地NW-SE向延伸, 总体地势东南高西北低(图2d), SN较窄处宽约30km, EW长超过300km, 平均海拔超过5, 000m, 最大高程在东南甲岗山高达6, 444m(图1)。流域内主要发育格仁错断裂、 申扎-定结裂谷、 吴如错断裂、 下过断裂等活动断裂(国家地震局地质研究所, 1992; 吴章明等, 1992)。

格仁错断裂为NW向正走滑断裂, 晚第四纪以来构造活动强烈, 是控制格仁错断裂带流域的主要构造。在NW-SE方向上, 控制着以冻果错、 戈芒错、 张乃错、 孜桂错、 格仁错、 瓦昂错等系列串珠状湖泊为主体的断陷盆地, 并构成断裂带流域的汇水面。这些狭长的断陷盆地剖面形态呈不对称发育, 往南渐宽(图2a— c)。主盆地格仁错长宽比约为7.5(国家地震局地质研究所, 1992), 远远大于青藏高原东北缘海原断裂带甘盐池典型拉分盆地(Deng et al., 1986), 并且已有研究表明格仁错断裂存在南盘整体抬升的正断层运动, 显示拉张伸展的构造环境(Taylor et al., 2003), 因此这些断陷并非典型拉分盆地, 可能为一系列负花状转化盆地(杨攀新等, 2012)。流域东南发育近SN向的申扎-定结裂谷, 在甲岗山与格仁错断裂相接, 裂谷的接入可能使格仁错断裂南盘的整体抬升幅度增加(图2c)。野外调查进一步揭示正断层运动在格仁错断裂主体段尤为明显, 一系列晚第四纪以来的洪积扇和湖岸线被右旋断错, 并且活动断裂南盘一致抬升, 形成倾向NE的断层陡坎构造地貌(图3)。

图2 横跨格仁错断裂地形剖面(a AA’, b BB’, c CC’)与沿断层地形剖面(d DD’)
剖面位置见图1; d蓝色矩形为湖泊; GMC 戈芒错, ZNC 张乃错Fig. 2 Transverse swath profiles across GCF(a AA’, b BB’, c CC’), and swath profile along GCF(d DD’).

图3 格仁错断裂陡坎地貌照片Fig. 3 Photos of fault scarps along the GCF(see Fig. 1 for locations).

遥感解译和野外调查显示, 格仁错断裂带沿线断陷盆地、 下过断裂东侧以及申扎-定结裂谷中广泛发育第四纪冲洪积物及湖相沉积。申扎县幅(区域地质调查报告1:25万申扎县幅（H45C002004）。)及尼玛区幅(区域地质调查报告1:25万尼玛区幅（H45C001003）。)地质调查报告为文章提供了基岩区地质资料。格仁错断裂北盘流域内基岩的岩性较为简单, 以石炭纪— 二叠纪地层为主, 岩性主要由生物碎屑灰岩、 泥晶灰岩、 粉砂岩等组成。南盘流域岩性较为复杂, 靠近格仁错断裂带的岩性以白垩纪— 石炭纪灰岩、 粉砂岩为主, 流域南部基本以白垩纪花岗岩、 石英砂岩、 侏罗纪— 二叠纪花岗岩为主。

2 方法与结果

本研究使用数字高程模型(Digital Elevation Model, DEM)ASTER GDEM V2(Advance Spaceborne Thermal Emission Reflection and Radiometer Global Digital Elevation Model Ver 2)数据。该数据于2011年10月由美国国家航空航天局(NASA, National Aeronautics and Space Administration)和日本经济贸易产业省(METI, the Ministry of Economy, Trade and Industry of Japan)发布, 可在其官网(http: ∥gdem.ersdac.jspacesystems.or.jp/)免费获取。其覆盖范围为83° N— 83° S, 空间分辨率为1″(约为30m)。在ArcGIS 10.2软件平台上对DEM数据处理, 沿格仁错断裂主体段提取了汇入断陷盆地的南北2盘(后文及图中所提南、 北盘均为格仁错断裂之南、 北盘)的水系、 山前流域盆地的面积、 起伏、 平均坡度、 面积-高程积分等地貌信息, 以量化分析格仁错断裂带流域的地貌差异。

2.1 流域盆地的提取

在流域提取之前, 使用ArcGIS平台栅格工具对原始数据进行栅格融合和裁剪, 将原来的WGS84地理坐标系统转换为通用墨卡托(UTM, 45N)投影坐标系, 并用双线性方法以30m的像素尺寸进行重采样, 这样得到等面积像素后才能开展下一步水文分析(Wobus et al., 2006)。利用水文分析模块, 进行填洼以确保后续获得的流域连续完整, 并采用坡面径流模拟方法快速提取格仁错断裂带区域水系网络。结合野外考察与谷歌地球提供的高精度影像(Landsat和GeoEye)多次检验, 当汇流累积量的阈值设置为2km2(2, 222个30m像元)时, 可将大部分坡面崩积侵蚀区和长期冰川作用区排除, 所提取的河网是较为符合实际情况的。根据Strahler水系分级原则, 将最初没有任何支流汇入的水系定义为1级, 2个1级水系交会则形成2级水系, 并以此类推; 值得注意的是, 当2个级别相同的河段汇流一处时, 河网级别才增加, 而低级别河段汇入高级别河段, 高级别河段的级别不会改变(Strahler, 1952)。

在河网分级的基础之上, 进一步提取流域盆地。为了突出构造作用对流域的影响, 主要考虑以下几个原则。1)只考虑所有最终汇入格仁错断裂主体盆地的水系, 保证最终的侵蚀基准面相对统一。2)利用DEM数据的山体阴影图和谷歌地球提供的影像(Landsat和GeoEye), 分别定义各次级流域山前出水口为其汇水点, 缩小提取流域参数的误差, 保证流域内的岩性绝大部分为基岩, 降低岩性的干扰。3)考虑到坡面崩积侵蚀作用和流水侵蚀作用的临界流域面积一般为0.01~1km2(Wobus et al., 2006), 选取流域的面积≥ 2km2, 使流域整体侵蚀作用以河流侵蚀作用为主, 减小对面积等部分参数的影响。此外, 需要说明的是, 流域盆地的分级为最终所提取的流域盆地所囊括水系的最高级别。

2.2 流域盆地基本特征

水文分析结果显示, 沿格仁错断裂主体段, 共发育冻果错、 张乃错-戈芒错、 格仁错-孜桂错3大流域盆地(流域盆地A, B, C), 这3大流域盆地中的湖面部分构成各自的侵蚀基准面, 海拔高度分别约为4, 557m、 4, 610m、 4, 654m(图4), 与地形剖面由NW向SE高程增加的趋势是一致的(图2d)。流域盆地A经冻果错东北汇入达则错, 流域盆地B为内流盆地, 流域盆地C由孜桂错东北向N汇入吴如错。其中, 以格仁错西为分界点, 流域盆地C的形态发生明显变化, 往东流域在断裂南盘向S拓展。由此经上述方法筛选获取153个1— 6级的次级流域盆地(图4), 其中格仁错断裂北盘流域盆地59个(1— 59号), 流域盆地只发育1— 4级; 南盘流域盆地94个(60— 153号), 流域盆地1— 6级皆有发育。同时, 为了获取南北2盘流域基本特征, 分别对流域面积、 平均坡度、 盆地起伏等参数进行统计分析, 各参数平均值统计以各级流域数量为权重进行统计以反映总体情况(表1)。此外, 为了便于流域面积、 平均坡度、 盆地起伏等参数的空间分析, 将流域的空间位置简化为其几何中心, 条带剖面DD’ 为格仁错断裂走向(图1); 分别对南北2盘的流域盆地基本参数做简单的线性拟合, 以直观反映沿格仁错断裂带走向上的流域面积、 平均坡度、 盆地起伏等参数的变化趋势及南北2盘的异同。

图4 格仁错流域盆地及盆地2盘流域坡度平面分布图
数字为次级流域编号Fig. 4 Distribution of main drainage basins and average slope for selected basins.

表1 格仁错断裂带南北两盘各级次流域盆地平均参数表 Table1 Average parameters of basins in northern side and southern side of the GCF

图5 流域面积剖面图(a)、 坡度分布图(b)与流域高程剖面图(c)Fig. 5 Plots of NW-SE distance vs. basin area(a), basin average slope(b)and basin elevation(c).

流域盆地的面积是指由所确定汇水点之上的分水岭所围限的区域之面积。为了方便计算, 将其考虑为投影坐标系下流域的平面面积, 利用属性表格可快速计算出各个流域的面积(图4)。空间分布上, 无论是北盘还是南盘, 流域面积总体上均呈现出微弱的西高东低的趋势(图5a), 南盘平均流域面积超过100km2, 为北盘的5倍有余。从相同的流域盆地级别来看, 1— 4级流域中, 南盘流域面积分别比北盘高57.4%、 52.9%、 6%与17.7%; 并且只在南盘发育5— 6级流域, 其平均流域面积分别高达937.0km2和2, 112.7km2(表1)。

流域平均坡度表示流域地形平均陡峭程度, 它是控制流域内地表产流过程、 汇流过程及其水流力学特征的重要因素。在ArcGIS中, 利用三维分析模块默认参数计算区域坡度, 再由区域统计模块提取每个流域的平均坡度信息(图4)。空间分布上, 南北2盘流域面总体上均呈现出十分微弱的西低东高的趋势, 同时南盘平均坡度(19.31° )总体上也略大于北盘(18.78° )(图5b)。从相同的流域盆地级别看, 1和3级流域中, 南盘平均流域平均坡度分别比北盘高3.5%、 11.6%; 2和4级流域, 北盘平均流域平均坡度分别比南盘高2.3%、 19.7%; 只在南盘发育的5— 6级流域, 平均流域平均坡度分别为20.7° 和24.1° , 比1— 4级流域平均坡度略高(表1)。

流域盆地起伏即流域最大高程与最小高程之差, 表示流域盆地之落差。一般而言最小高程为出水口所在高程, 而最大高程为广义的水系源头。在ArcGIS中, 利用区域统计模块提取每个流域的高程信息。空间分布上, 南北2盘流域高程总体上均呈现出西低东高的趋势, 但是北盘流域高程向东只有微弱增加, 南盘流域高程向东有较为明显的增加(图5c); 同时, 南盘流域出水口高程、 源头高程、 盆地起伏总平均值都高于北盘, 分别高约132m、 321m、 180m(表1)。从相同的流域盆地级别看, 1— 4级流域中, 除了4级流域盆地出水口高程几乎一致外, 南盘出水口和源头高程都比北盘高2.6%~7.8%; 1— 4级盆地起伏南盘比北盘分别高14.6%、 31.5%、 3.3%与38.9%; 只在南盘发育的5— 6级流域, 源头高程均超过6, 000m, 盆地起伏均接近1, 400m(表1)。

2.3 流域盆地的面积-高程积分

面积-高程积分为流域盆地的面积比与高程比定义函数的积分, 积分曲线和积分(Hypsometric index, HI)值反映地貌体被侵蚀的三维体积的残积率(Strahler, 1952)。在构造活动区排除流域规模、 起伏度、 坡度等流域自身因素及流域所在岩性、 气候等其他因素的条件下, 面积-高程积分曲线形态和积分(HI)值能够量化评价区域构造的隆升运动, 如褶皱的拓展方向(Delcaillau et al., 1998; 黄伟亮等, 2011)、 断裂两侧的差异抬升运动(Chen et al., 2003)。流域盆地的面积-高程积分(HI)值可通过简化公式(1)估算:

HI=(Hmean-Hmin)(Hmax-Hmin)(1)

式(1)中, Hmax、 Hmean、 Hmin分别表示流域盆地高程的最大值、 平均值、 最小值(Pike et al., 1971)。

本文HI值直接利用ArcGIS 平台提取区域统计模块提取各流域高程, 再由式(1)(Pike et al., 1971)计算获得(图6)。积分曲线借助Pé rez-Peñ a等(2009)新近开发的Calhypso插件在ArcGIS平台上完成(图7)。

图6 格仁错断裂带2盘流域HI值平面分布(a)及沿断裂剖面分布图(b)Fig. 6 HI value distribution of selected sub-basins(a) and HI value profile along the Gyaring Co Fault(b).

空间分布上, 无论是北盘还是南盘, HI值总体上均略呈现出西低东高的趋势(图6), 且南盘流域平均HI值为0.45, 也比北盘略高0.02(表1); 同时, 面积-高程积分散点分布与条带剖面DD’ 内的地形起伏较为一致(图6b)。从相同的级别流域盆地来看, 1— 4级流域中, 南盘HI值为0.48~0.35, 而北盘略低为0.47~0.27; 只在南盘发育的5— 6级流域, HI值为0.33(表1)。在格仁错西附近, 流域盆地C向S拓展的规模发生显著变化。为了突出HI和积分曲线的SN差异和EW变化, 选择该点在EW方向上进行分区, 结合上述南北2盘的分区, 由此可得到4个分区。北盘西流域(31— 59号), 平均HI值最小, 几乎不发育凸形积分曲线, 其上曲线略显S形, 下部为凹形, 呈现非对称的集群形态, 略显由西向东由凹形向S形过渡的趋势(图7a); 北盘东流域(1— 30号), 平均HI值较大, 积分曲线以S形为主, 略显非对称的集群形态(图7b); 南盘西流域(60— 90号), 平均HI值较小, 与北盘西侧流域类似, 几乎不发育凸形积分曲线, 其上曲线略显S形, 下部为凹形, 呈现非对称的集群形态, 由西向东由凹形向S形过渡的趋势(图7c); 南盘东流域(91— 153号), 平均HI值最大, 积分曲线上下凹形与凸形皆略有发育, 内部以S形为主, 呈较为对称集群形态, 且由西向东曲线总体上为变凸的趋势(图7d)。因此, 不但HI值总体上均略呈现出西低东高的趋势, 积分曲线总体也呈 “ 南凸北凹” 的形态特征。

图7 格仁错断裂带北盘西(a)、 北盘东(b)、 南盘西(c)、 南盘东(d)流域面积-高程积分曲线形态特征Fig. 7 Features of hypsometric curve in west of northern side(a), east of northern side(b), west of southern side(c) and east of southern side(a)at the Gyaring Co fault zonal drainage basin.

南北2盘线性拟合结果显示, HI值与平均坡度基本不相关(图8c), 与流域面积(图8a)、 盆地起伏(图8b)、 河网分级(图8d)存在一定的负相关, 这与前人关于面积-高程积分对流域规模及起伏度存在依赖性的结果是一致的(Cheng et al., 2012)。但这种相关性在南北2盘具有明显的差异, 而且同一级别的流域盆地的HI值也是南盘高于北盘。因此, 我们认为HI值可以有效地量化本区域地貌的差异特征。

3 讨论

由上述的结果可知, 在SN方向上, 南盘流域规模远远高于北盘(流域面积和级次), 流域盆地的平均坡度、 盆地起伏与HI值显示出 “ 南高北低” 的差异, 积分曲线总体也呈 “ 南凸北凹” 的形态特征; 在格仁错断裂走向上, 流域盆地面积、 平均坡度、 盆地起伏与HI值向SE方向整体上显示增加的趋势, 积分曲线向SE总体也呈变凸的特征。以上这些地貌参数是对现今地貌的量化表征, 指示格仁错断裂带南北2盘流域盆地的地貌特征具有较大差异, 沿格仁错断裂走向上地貌参数也具备系统变化。现今地貌是内动力和外动力长期综合作用的结果, 区域构造运动、 气候变化、 岩性差异等因素控制着地貌的演化。下面通过对岩性、 降水和区域构造等控制因素进行讨论, 对比和分析探讨流域基本特征参数, 尤其是面积-高程积分与各控制因素之间的关系, 讨论其是否可以反映出格仁错断裂带区域新构造活动的信息。

图8 HI值与流域面积(a)、 盆地起伏(b)、 平均坡度(c)与河网分级(d)关系图Fig. 8 Plots of HI vs. basin area(a), basin drop(b), basin average slope(c) and basin order(d).

3.1 岩性

流域盆地内不同的岩性组合产生不同的抗侵蚀力, 从而影响流域内的地貌演化。北盘各流域内岩性较为简单, 以古生代石炭纪— 二叠纪地层为主, 岩性主要由生物碎屑灰岩、 泥晶灰岩、 粉砂岩等组成。流域南盘岩性较为复杂, 申扎-定结裂谷抬升盘由北向南为石炭纪— 二叠纪石英砂岩、 侏罗纪— 二叠纪花岗岩; 其东侧下降盘由北向南为石炭纪— 二叠纪石英砂岩、 新近纪红层、 侏罗纪— 二叠纪花岗岩; 格仁错西南为白垩纪地层, 孜桂错西南为石炭纪灰岩、 粉砂岩, 控错南为白垩纪花岗岩, 张乃错-戈芒错及冻果错南盘也以古生代石炭纪— 二叠纪地层为主。因此, 北盘流域基岩的整体抗侵蚀能力较差, 南盘流域靠近断陷盆地的岩性抗侵蚀能力一般较差, 但南部大部分地区基岩抗侵蚀能力较强。

综合岩性分布, 流域基岩抗侵蚀力由南向北降低, 与地形(图1)和流域高程(图5c)“ 南高北低” 一致。如果不考虑构造、 降雨等其他因素, 南高北低的抗侵蚀力意味着, 流域面积和盆地起伏将 “ 南小北大” , 流域坡度与HI值 “ 南大北小” , 积分曲线 “ 南凸北凹” , 而实际上流域面积和起伏却呈相反的趋势。在格仁错断裂带盆地方向上, 北盘的岩性虽然较为一致, 但流域总地势(图2d)、 流域坡度(图5b)、 高程(图5c)、 HI值一致表现为 “ 北西低、 东南高” 的总体分布特征, 似乎并没有受到岩性的影响。虽然流域汇水点为山前出水口, 保证了流域内的岩性绝大部分为基岩, 但南盘较强的基岩抗侵蚀力加强了 “ 南高北低” 的地貌特征。

3.2 降水

降水量与河流径流量直接相关, 在一定条件下决定着流域河网的侵蚀能力, 是对地貌后期塑造不可忽视的因素。利用全球1950— 2000年的气象观测数据薄板样条内插结果(Hijmans et al., 2005), 获取研究区年均降水量分布。研究区地处高原腹地严寒带半干旱区, 全区年降水量为183~295mm, 总体表现为 “ 西北低、 东南高” 的分布特征, 而且降水高值区集中在申扎-定结裂谷区和格仁错断裂带区等构造发育区; 利用ArcGIS区域统计模块提取每个流域的平均年降水信息(图9), 结果显示, 南、 北盘流域年均降水量相近, 但北盘流域略高2.7%; 同时, 各次级流域年均降水的统计结果也是北盘略高于南盘(表1)。

图9 格仁错断裂带流域降水分布(a)、 两盘流域平均年降水平面分布(b)及剖面图(c)Fig. 9 Distribution of main drainage basins(a), average annual precipitation for selected sub-basins(b) and its profile(c).

格仁错断裂带流域盆地地处青藏高原腹地, 印度洋暖湿气团翻越喜马拉雅山, 沿着近SN向的申扎-定结裂谷, 经甲岗山转向NW进入格仁错断主体断陷区(图9b)。同时, 在裂谷和格仁错断裂的断陷作用下形成一系列串珠状湖泊, 湖区加强了山区与盆地的对流性降水, 较大的降水量进一步加剧了盆地山前地表侵蚀, 放大了流域坡度、 高程等地貌参数对构造运动的响应。因此, NW-SE向流域总地势(图2d)、 流域坡度(图5b)、 高程(图5c)一致表现为 “ 西北低、 东南高” 的总体分布特征。如果不考虑构造、 岩性等其他因素, 随着降雨作用对地表的侵蚀向SE加强, 流域面积会随之向SE变大, 积分曲线向SE趋向凹形、 HI值也向SE变小; 但是, 实际上这三者却略有相反的趋势, 降雨作用可能只是削弱了流域面积、 HI值及积分曲线对构造运动的响应; 南北2盘流域的年均降水与SN向总地势、 流域高程却呈负相关, 明显受到南高北低地势的控制; 南盘甲岗山位于申扎-定结裂谷抬升盘, 降水量大为降低(图9c)。因此, 降水对上述地貌参数并不具有决定性作用, 相反降水量可能最终受控于流域总地势与构造运动。

3.3 区域构造

通过前面的讨论可知, 降水和岩性对格仁错流域盆地的基本特征和HI值及积分曲线的影响是有限的。 因此, 这些地貌参数的变化应主要受到区域断裂差异抬升运动的控制。流域盆地起伏、 平均坡度与HI值在南北2盘 “ 南高北低” 的差异, 积分曲线南凸北凹的特征, 指示在区域上格仁错断裂南盘存在抬升作用。在格仁错-孜桂错流域盆地(流域盆地C)东南, 西侧11个流域(90— 100号)和东侧40个流域(105— 146号)流向大多近垂直于下过正断裂和申扎-定结裂谷, 它们皆位于断层上升盘, 流域平均坡度(图5b)、 高程(图5c)与HI值(图6a)明显增加, 所以这些流域主要受控于下过断裂和申扎-定结裂谷, 对格仁错断裂南盘抬升的构造运动响应有限, 但可发现少数近EW流向的流域不对称发育, 主干河道北偏(如153号), 正是对区域南盘抬升的响应; 其他流域流向多垂直于格仁错断裂带盆地, 南盘流域平均坡度(图5b)、 高程(图5c)与HI值(图6b)一般也高于北盘流域。沿格仁错断裂的流域面积、 盆地起伏、 平均坡度、 高程与HI值在南北2盘皆呈 “ 东南高、 西北低” 的总趋势, 积分曲线由西向东总体上为变凸的趋势(图7), 与投影剖面显示南盘HI值向东增加的趋势是一致的(图6b)。这些特征指示格仁错断裂存在正断层运动, 并且主体段由NW向SE断裂的抬升速率不断升高。这可能由于南盘的正断层及裂谷吸收了格仁错断裂的右旋走滑分量, 增强了断裂的正断层运动分量。因此, 流域盆地的差异地貌特征反映并验证了最新格仁错断裂的分段研究结果(杨攀新等, 2011)及新近的野外调查发现的活动断裂南盘一致抬升的断层陡坎构造地貌(图3)。

同时, 研究区所有面积-高程积分曲线并没有表现出典型的凸形, 而是在S形与凹形之间变化, 并没能反映流域盆地所处的 “ 戴维斯” 地貌演化阶段(Strahler, 1952)。虽然早期的研究表明, 积分曲线呈凸形, 指示流域盆地处于 “ 幼年期” ; 曲线呈S形, 则指示流域盆地处于 “ 壮年期” ; 曲线呈凹形, 则指示流域盆地处于 “ 老年期” , 并且该期作为快速转换阶段, 流域一般很难长期保存其地貌面, 积分曲线在凸形与S形间循环往复(图10a)。但是, 后续的研究表明, 在某些构造活跃地区, 面积-高程积分曲线形态的变化可能并非如此(Ohmori, 1993; Willgoose et al., 1998), 如Ohmori(1993)在日本年轻的造山带中提取的面积-高程积分曲线并没有呈凸形, 而是在S形与凹形之间变化。究其根本原因在于Strahler(1952)的曲线模式建立在初始地貌面不存在剥蚀, 侵蚀切割发生在构造抬升之后的假定条件下。因此, 该早期模式可能适合于剥蚀作用相对于大幅的构造抬升作用非常小, 并在抬升运动之后存在长时间的构造平静和持续侵蚀期的地区(图10a)。而在多数的新构造较活跃的地区, 构造抬升与剥蚀作用在一定的时间尺度上是持续的, 剥蚀作用对地貌的改造作用是不容忽视的, “ 凸” 形积分曲线很难得以保存。 因此, 修正的Hack模式下的面积-高程积分曲线变化模式可能更符合这些地区的实际情况(图10b)。而且, 我们的结果显示南盘积分曲线以S形或近S形为主, 指示格仁错断裂带流域盆地南盘可能长期以来存在区域构造抬升。而垂直格仁错断裂的地形剖面指示, 断裂剖面形态呈不对称发育, 南盘均要高于北盘, 格仁错断裂长期以来存在正断层运动, 断裂南盘整体抬升可能达到数百m(图2a— c)。因此, 面积-高程积分曲线形态与南、 北盘的差异反映并验证了来自区域宏观地貌的证据。

图10 面积-高程积分曲线变化
a 戴维斯地貌演化模型(Strahler, 1952); b Hack地貌演化模型(Ohmori, 1993)Fig.10 Changes in the hypsometric curve according to Strahler(1952)are consistent with the Davisian cycle(Strahler, 1952)(a) and the changes in hypsometric curve according to Ohmori(1993) are consistent with the Hack’ s scheme(Ohmori, 1993)(b).

在区域上, 格仁错、 孜桂错、 控错、 张乃错等一系列湖泊受控于格仁错断裂带, 大型水系往往在南盘断裂交会的位置发育(如153、 101、 103号流域), 南盘流域的规模远远大于北盘。同时注意到, 格仁错断裂存在南盘抬升运动, 正断层运动使南盘地貌面向N倾斜, 北盘地貌面向S倾斜(图2a— c)。如果断层原始地貌面水平, 那么下降盘所控制的盆地将为汇水盆地而发育较大的水系(Goldsworthy et al., 2000); 南盘只在盆地山前发育小型水系, 大型水系将背向盆地向S汇集; 而格仁错流域北盘(下降盘)的水系无论在级次上和面积上都小于南盘(抬升盘), 表明南盘水系较北盘成熟(图4)。故而南北流域规模异常指示南、 北盘流域原始地貌面可能并非水平。结合区域构造背景, 推测在裂谷和走滑运动开启之前, 其南部冈底斯-念青唐古拉山的早期隆升为流域提供向N掀斜的先存地貌面。

中新世以前, 青藏高原内部经历一系列逆冲造山, 格仁错断裂带流域南侧的冈底斯-念青唐古拉山隆升, 地形由班公湖-怒江缝合带向南不断升高(Liu-zeng et al., 2008; Wang et al., 2014)。 因此流域所在的原始地貌面可能早在渐新世晚期就呈南高北低并且向N倾斜的态势, 并且发育由南向北流的先存河流(5— 6级河流); 中新世开始(18~13Ma, BP), 高原中部及南部几乎同时经历广泛的正断层与走滑运动(Coleman et al., 1995; Blisniuk et al., 2001; Williams et al., 2001; Zhang et al., 2007; Styron et al., 2013, 2015), 冈底斯-念青唐古拉山加速隆升(Wang et al., 2014)。NW走向的格仁错断裂在区域拉张作用下形成一系列串珠状汇水盆地, 可能截断了先存水系直接前往班公湖-怒江缝合带汇水。在盆地南北2盘山前也开始发育小型入盆流域(3— 4级河流); 在北盘, 断头河继续北进, 与汇入盆地的小型流域争夺地盘, 使北盘汇入盆地的流域发展受到钳制(图4); 在班公湖-怒江缝合带可能存在软流层, 其东向运动拖拽着上地壳发生V形共轭走滑系运动(Yin et al., 2011), 在共轭系内发生小型伸展断裂, 从而加剧班公湖-怒江缝合带地块下沉(Taylor et al., 2003, 2006, 2012), 进一步降低断头河侵蚀基准面, 使北盘盆地山前流域空间进一步缩小; 而南盘在经历抬升之后, 弹性回跳使地形向S倾斜(图2a— c), 短时间阻碍了水系北进。晚中新世以来, 在隆格尔裂谷的最新热年代学研究表明裂谷由南向北加速伸展(Sundell et al., 2013; Styron et al., 2015), 这种N向伸展加速可能由于印度板块向N俯冲至青藏高原中南部(Nbě lek et al., 2009)导致下地壳增厚, 大型裂谷随之以高速扩展来使上地壳减薄而达到均衡。因此, 申扎-定结裂谷也约在6~10Ma, BP以来由南向北加速伸展(Hager et al., 2009), 进而使南盘加速抬升, 南盘流域落差加大, 流域侵蚀能力加强, 较大流域(如78号流域)可能在该时期切穿弹性回跳造成的局部S倾地块, 向N汇入格仁错断裂带盆地, 极大拓展了南盘流域面积, 最终形成现今南北2盘极不对称的流域盆地。

4 结论

格仁错断裂带流域基本参数及面积-高程积分等统计分析结果表明, 断裂南北2盘流域盆地的地貌特征具有较大差异, 沿格仁错断裂走向上地貌参数具备系统变化。通过流域岩性与降雨分析, 岩性对地形和坡度具有一定的影响, 降水对现今流域地貌差异发育和演化作用也有限。

南北2盘流域盆地的规模(面积、 河网分级)差异显著, 可能指示在申扎-定结裂谷和格仁错走滑断裂发育之前, 冈底斯-念青唐古拉山早期隆升为流域提供了向N掀斜的先存地貌面。 后期的冈底斯-念青唐古拉山和申扎-定结裂谷下盘快速隆升, 进一步促成南北2盘流域不对称发育。

南盘流域盆地的起伏、 坡度、 面积-高程积分在不同程度上均大于北盘, 面积-高程积分曲线总体呈 “ 南凸北凹” 的形态特征。这些特征参数反映并验证了格仁错断裂晚新生代以来存在差异抬升运动, 断裂南盘相对于北盘整体抬升, 显示出拉张伸展的构造环境。

在沿格仁错断裂走向上, 流域盆地起伏、 平均坡度与HI值在南北2盘皆略呈 “ 东南高、 西北低” 的趋势, 面积-高程积分曲线由西向东总体上为变凸的趋势。这些特征表明, 格仁错断裂由NW向SE抬升速率可能略有增加, 其差异抬升运动可能得到东南申扎-定结裂谷的强化。

致谢 野外考察过程中得到西藏自治区地震局曹忠权研究员、 台湾大学钟令和博士、 中国地震局地震预测研究所杨攀新副研究员和胡朝忠的帮助与指导; 写作过程得到中国地震局地质研究所何宏林研究员、 张会平研究员、 张竹琪副研究员的帮助与指导; 审稿专家提出了宝贵意见: 在此一并表示感谢。

The authors have declared that no competing interests exist.

参考文献
1 高明星, 陈桂华, 徐锡伟. 2015. 地貌参数指示的临潭-宕昌断裂带最新构造隆升差异与地震活动[J]. 地震地质, 37(3): 709—718. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2015. 03. 004.
GAO Ming-xing, CHEN Gui-hua, XU Xi-wei. 2015. Geomorphic indices indicated recent differential tectonic uplift of the Lintan-Dangchang Fault and the Minxian-Zhangxian earthquake[J]. Seismology and Geology, 37(3): 709—718(in Chinese). [本文引用:1]
2 国家地震局地质研究所. 1992. 西藏中部活动断层 [M]. 北京: 地震出版社. 1—218.
Institute of Geology, State Seismological Bureau. 1992. Active Faults in the Central Tibet [M]. Seismological Press, Beijing. 1—218(in Chinese). [本文引用:4]
3 何顺东, 丁林, 吴根耀, 等. 2002. 藏南格仁错地区孜桂错断裂的第四纪活动及其构造意义[J]. 地质科学, 37(1): 8—12.
HE Shun-dong, DING Lin, WU Gen-yao, et al. 2002. Quaternary activity of Ziguicuo Fault in Gayringco area, south Xizang, and its tectonic implications[J]. Chinese Journal of Geology, 37(1): 8—12(in Chinese). [本文引用:1]
4 黄伟亮, 杨晓平, 李安, 等. 2011. 和静逆断裂-褶皱带的第四纪构造地貌与侧向扩展[J]. 地震地质, 33(4): 765—776. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2011. 04. 003.
HUANG Wei-liang, YANG Xiao-ping, LI An, et al. 2011. Morphotectonic evidence from lateral propagation of Hejing reverse fault-fold zone during the late Quaternary[J]. Seismology and Geology, 33(4): 765—776(in Chinese). [本文引用:2]
5 梁明剑, 周荣军, 闫亮, 等. 2014. 青海达日断裂中段构造活动与地貌发育的响应关系探讨[J]. 地震地质, 36(1): 28—38. doi: DOI: 103969/j. issn. 0253-4967. 2014. 01. 003.
LIANG Ming-jian, ZHOU Rong-jun, YAN Liang, et al. 2014. The relationships between neotectonic activity of the middle segment of Dari Fault and its geomorphological response, Qinghai Province, China[J]. Seismology and Geology, 36(1): 28—38(in Chinese). [本文引用:1]
6 苏琦, 袁道阳, 谢虹, 等. 2015. 祁连山西段党河流域地貌特征及其构造指示意义[J]. 第四纪研究, 35(1): 48—59.
SU Qi, YUAN Dao-yang, XIE Hong, et al. 2015. Geomorphic features of the Danghe River drainage basin in western Qilian Shan Mountain and its tectonic implications[J]. Quaternary Sciences, 35(1): 48—59(in Chinese). [本文引用:1]
7 吴章明, 申屠炳明, 曹忠权, 等. 1992. 西藏格林错断层带的基本特征[J]. 地震地质, 14(1): 41—46.
WU Zhang-ming, SHENTU Bing-ming, CAO Zhong-quan, et al. 1992. Characteristics of Gyaring Co fault zone in central Tibet[J]. Seismology and Geology, 14(1): 41—46(in Chinese). [本文引用:2]
8 杨攀新, 陈正位, 任金卫, 等. 2011. 西藏中部格仁错断裂带活动特征及分段研究[J]. 地震学报, 33(3): 362—372.
YANG Pan-xin, CHEN Zheng-wei, REN Jin-wei, et al. 2011. Activity and segmentation of Gyaring Co fault zone in central Qingzang Plateau[J]. Acta Seismologica Sinica, 33(3): 362—372(in Chinese). [本文引用:2]
9 杨攀新, 陈正位, 张俊, 等. 2010. 西藏中部格仁错断裂带错嘎错—那拉错段细结构及活动性[J]. 第四纪研究, 30(5): 1012—1019.
YANG Pan-xin, CHEN Zheng-wei, ZHANG Jun, et al. 2010. Structure and activity between Cuoga Co and Nala Co of the Gyaring Co fault belt in central Tibet Plateau[J]. Quaternary Sciences, 30(5): 1012—1019(in Chinese). [本文引用:1]
10 杨攀新, 陈正位, 张俊, 等. 2012. 西藏中南部格仁错断裂张剪性质及其区域动力学意义[J]. 地球物理学报, 55(10): 3285—3295.
YANG Pan-xin, CHEN Zheng-wei, ZHANG Jun, et al. 2012. The tension-shear of Gyaring Co Fault and the implication for dynamic model in south-central Tibet[J]. Chinese Journal of Geophysics, 55(10): 3285—3295(in Chinese). [本文引用:2]
11 张会平, 杨农, 张岳桥, 等. 2006. 岷江水系流域地貌特征及其构造指示意义[J]. 第四纪研究, 26(1): 126—135.
ZHANG Hui-ping, YANG Nong, ZHANG Yue-qiao, et al. 2006. Geomorphology of the Minjiang drainage system(Sichuan, China)and its structural implications[J]. Quaternary Sciences, 26(1): 126—135(in Chinese). [本文引用:1]
12 张天琪, 王振, 张晓明, 等. 2015. 北天山乌鲁木齐河流域面积-高程积分及其地貌意义[J]. 第四纪研究, 35(1): 60—70.
ZHANG Tian-qi, WANG Zhen, ZHANG Xiao-ming, et al. 2015. Hypsometric integral analysis of the Ürümqi River drainage basin and its implications for topographic evolution[J]. Quaternary Sciences, 35(1): 60—70(in Chinese). [本文引用:1]
13 Alipoor R, Poorkermani M, Zare M, et al. 2011. Active tectonic assessment around Rudbar Lorestan dam site, High Zagros Belt(SW of Iran)[J]. Geomorphology, 128(1-2): 1—14. [本文引用:1]
14 Armijo R, Tapponnier P, Han T L. 1989. Late Cenozoic right-lateral strike-slip faulting in southern Tibet[J]. Journal of Geophysical Research, 94(B3): 2787—2838. [本文引用:3]
15 Armijo R, Tapponnier P, Mercier J L, et al. 1986. Quaternary extension in southern Tibet: Field observations and tectonic implications[J]. Journal of Geophysical Research, 91(B14): 13803—13872. [本文引用:3]
16 Blisniuk P M, Hacker B R, Glodny J, et al. 2001. Normal faulting in central Tibet since at least 13. 5 Myr ago[J]. Nature, 412(6847): 628—632. [本文引用:3]
17 Blisniuk P M, Sharp W D. 2003. Rates of late Quaternary normal faulting in central Tibet from U-series dating of pedogenic carbonate in displaced fluvial gravel deposits[J]. Earth and Planetary Science Letters, 215(1-2): 169—186. [本文引用:1]
18 Chen Y C, Sung Q, Cheng K Y. 2003. Along-strike variations of morphotectonic features in the Western Foothills of Taiwan: Tectonic implications based on stream-gradient and hypsometric analysis[J]. Geomorphology, 56(1-2): 109—137. [本文引用:2]
19 Cheng K Y, Hung J H, Chang H C, et al. 2012. Scale independence of basin hypsometry and steady state topography[J]. Geomorphology, 171-172: 1—11. [本文引用:2]
20 Coleman M, Hodges K. 1995. Evidence for Tibetan plateau uplift before 14 Myr ago from a new minimum age for east-west extension[J]. Nature, 374(6517): 49—52. [本文引用:3]
21 Delcaillau B, Deffontaines B, Floissac L, et al. 1998. Morphotectonic evidence from lateral propagation of an active frontal fold; Pakuashan anticline, foothills of Taiwan[J]. Geomorphology, 24(4): 263—290. [本文引用:2]
22 Deng Q D, Wu D N, Zhang P Z, et al. 1986. Structure and deformational character of strike-slip fault zones[J]. Pure and Applied Geophysics, 124(1): 203—223. [本文引用:1]
23 El Hamdouni R, Irigaray C, Fernndez T, et al. 2008. Assessment of relative active tectonics, southwest border of the Sierra Nevada(southern Spain)[J]. Geomorphology, 96(1-2): 150—173. [本文引用:1]
24 Garzione C N, Dettman D L, Quade J, et al. 2000. High times on the Tibetan plateau: Paleoelevation of the Thakkhola graben, Nepal[J]. Geology, 28(4): 339—342. [本文引用:1]
25 Goldsworthy M, Jackson J. 2000. Active normal fault evolution in Greece revealed by geomorphology and drainage patterns[J]. Journal of the Geological Society, 157(5): 967—981. [本文引用:1]
26 Hager C, Stockli D F, Dewane T J, et al. 2009. Anatomy and crustal evolution of the central Lhasa terrane (S-Tibet) revealed by investigations in the Xainza rift[C]. EGU General Assembly Conference Abstracts, 11: 11346. [本文引用:1]
27 Hijmans R J, Cameron S E, Parra J L, et al. 2005. Very high resolution interpolated climate surfaces for global land areas[J]. International Journal of Climatology, 25(15): 1965—1978. [本文引用:1]
28 Liu-Zeng J, Tapponnier P, Gaudemer Y, et al. 2008. Quantifying land scape differences across the Tibetan plateau: Implications for topographic relief evolution[J]. Journal of Geophysical Research, 113(F4): F04018. [本文引用:1]
29 Molnar P, England P, Martinod J. 1993. Mantle dynamics, uplift of the Tibetan plateau, and the Indian monsoon[J]. Reviews of Geophysics, 31(4): 357—396. [本文引用:1]
30 Molnar P, Tapponnier P. 1978. Active tectonics of Tibet[J]. Journal of Geophysical Research, 83(B11): 5361—5375. [本文引用:1]
31 Nbělek J, Hetényi G, Vergne J, et al. 2009. Underplating in the Himalaya-Tibet collision zone revealed by the Hi-CLIMB experiment[J]. Science, 325(5946): 1371—1374. [本文引用:1]
32 Ohmori H. 1993. Changes in the hypsometric curve through mountain building resulting from concurrent tectonics and denudation[J]. Geomorphology, 8(4): 263—277. [本文引用:1]
33 Pérez-Peña J V, Azañón J M, Azor A. 2009. CalHypso: An ArcGIS extension to calculate hypsometric curves and their statistical moments. Applications to drainage basin analysis in SE Spain[J]. Computers & Geosciences, 35(6): 1214—1223. [本文引用:1]
34 Pike R J, Wilson S E. 1971. Elevation-relief ratio, hypsometric integral, and geomorphic area-altitude analysis[J]. Geological Society of America Bulletin, 82(4): 1079—1084. [本文引用:2]
35 Ramsey L A, Walker R T, Jackson J. 2007. Geomorphic constraints on the active tectonics of southern Taiwan[J]. Geophysical Journal International, 170(3): 1357—1372. [本文引用:1]
36 Ratschbacher L, Krumrei I, Blumenwitz M, et al. 2011. Rifting and strike-slip shear in central Tibet and the geometry, age and kinematics of upper crustal extension in Tibet[J]. Geological Society, London, Special Publications, 353(1): 127—163. [本文引用:1]
37 Shi X H, Kirby E, Lu H J, et al. 2014. Holocene slip rate along the Gyaring Co Fault, central Tibet[J]. Geophysical Research Letters, 41(16): 5829—5837. [本文引用:1]
38 Strahler A N. 1952. Hypsometric(area-altitude)analysis of erosional topography[J]. Geological Society of America Bulletin, 63(11): 1117—1142. [本文引用:3]
39 Styron R, Taylor M, Sundell K. 2015. Accelerated extension of Tibet linked to the northward underthrusting of Indian crust[J]. Nature Geoscience, 8(2): 131—134. [本文引用:4]
40 Styron R H, Taylor M H, Sundell K E, et al. 2013. Miocene initiation and acceleration of extension in the South Lunggar rift, western Tibet: Evolution of an active detachment system from structural mapping and (U-Th)/He thermochronology[J]. Tectonics, 32(4): 880—907. [本文引用:3]
41 Sundell K E, Taylor M H, Styron R H, et al. 2013. Evidence for constriction and Pliocene acceleration of east-west extension in the North Lunggar rift region of west central Tibet[J]. Tectonics, 32(5): 1454—1479. [本文引用:2]
42 Taylor M H, Kapp P A, Horton B K. 2012. Basin response to active extension and strike-slip deformation in the hinterland of the Tibetan plateau [M]∥Busby C, Azor A(eds). Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. Blackwell Publishing Ltd, Hoboken, NJ: 445—460. [本文引用:1]
43 Taylor M, Peltzer G. 2006. Current slip rates on conjugate strike-slip faults in central Tibet using synthetic aperture radar interferometry[J]. Journal of Geophysical Research, 111(B12): B12402. [本文引用:2]
44 Taylor M, Yin A. 2009. Active structures of the Himalayan-Tibetan orogen and their relationships to earthquake distribution, contemporary strain field, and Cenozoic volcanism[J]. Geosphere, 5(3): 199—214. [本文引用:1]
45 Taylor M, Yin A, Ryerson F J, et al. 2003. Conjugate strike-slip faulting along the Bangong-Nujiang suture zone accommodates coeval east-west extension and north-south shortening in the interior of the Tibetan plateau[J]. Tectonics, 22(4): 1044. [本文引用:4]
46 Wang C S, Dai J G, Zhao X X, et al. 2014. Outward-growth of the Tibetan plateau during the Cenozoic: A review[J]. Tectonophysics, 621: 1—43. [本文引用:3]
47 Willgoose G, Hancock G. 1998. Revisiting the hypsometric curve as an indicator of form and process in transport-limited catchment[J]. Earth Surface Processes and Land forms, 23(7): 611—623. [本文引用:1]
48 Williams H, Turner S, Kelley S, et al. 2001. Age and composition of dikes in southern Tibet: New constraints on the timing of east-west extension and its relationship to postcollisional volcanism[J]. Geology, 29(4): 339—342. [本文引用:3]
49 Wobus C, Whipple K X, Kirby E, et al. 2006. Tectonics from topography: Procedures, promise, and pitfalls[J]. GSA Special Papers, 398: 55—74. [本文引用:2]
50 Yin A, Taylor M H. 2011. Mechanics of V-shaped conjugate strike-slip faults and the corresponding continuum mode of continental deformation[J]. Geological Society of America Bulletin, 123(9-10): 1798—1821. [本文引用:3]
51 Zhang J J, Guo L. 2007. Structure and geochronology of the southern Xainza-Dinggye rift and its relationship to the south Tibetan detachment system[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 29(5-6): 722—736. [本文引用:3]