青藏高原東緣河流下蝕速率與龍門山表面隆升作用的關(guān)系

青藏高原東緣河流下蝕速率與龍門山表面隆升作用的關(guān)系

近年來，國內(nèi)外科學(xué)家一直在研究如何利用河流走廊研究山區(qū)的表面高度。maddy（1997）研究了英國龍更新促進(jìn)的河流侵蝕和等級(jí)形成的模式，并提出了直接標(biāo)準(zhǔn)的分類。王國芝等人（1999）直接研究了云西南高原的高度。潘保田等(2000)利用祁連山河流階地直接標(biāo)定了青藏高原的階段性隆升。這些研究成果在地學(xué)界引起了對(duì)河流下蝕作用與隆升作用相互關(guān)系的爭論。山區(qū)河流階地的形成主要與山脈的隆升作用、侵蝕基準(zhǔn)面變化和氣候變化相關(guān),但如何約束氣候和基準(zhǔn)面變化對(duì)階地形成的作用卻十分困難。長期以來,青藏高原東緣是國際地學(xué)界爭論的焦點(diǎn)地區(qū),也是研究青藏高原隆升與變形過程的理想地區(qū),其原因在于該地區(qū)地質(zhì)過程仍處于活動(dòng)狀態(tài),變形顯著,露頭極好,地貌和水系是青藏高原碰撞作用和隆升過程的地質(zhì)紀(jì)錄,因此對(duì)青藏高原東緣山脈河流下蝕速率與山脈的隆升作用之間的相互關(guān)系的探索,不僅有助于青藏高原新生代構(gòu)造作用與地貌和水系響應(yīng)的研究,也有助于對(duì)青藏高原邊緣山脈隆升機(jī)制的研究。本文選擇岷江(圖1)作為研究青藏高原東緣河流下蝕作用和隆升作用研究的典型地區(qū),以岷江作為重點(diǎn)研究對(duì)象,以河流階地為基礎(chǔ),建立岷江階地序列,進(jìn)而利用階地高程和熱釋光年代學(xué)測(cè)年資料分別定量計(jì)算了岷江在川西高原、龍門山和成都盆地的下蝕速率,標(biāo)定了龍門山岷江下蝕速率與表面隆升速率之間的定量關(guān)系,約束青藏高原邊緣山脈隆升機(jī)制和隆升時(shí)限。1龍門山及明區(qū)地形陡度分析青藏高原東緣處于中國大地構(gòu)造單元的重要部位,處于中國西部地質(zhì)、地貌、氣候的陡變帶。在區(qū)域地質(zhì)上,該區(qū)自北西向南東由松潘-甘孜造山帶—龍門山?jīng)_斷帶—成都盆地等三個(gè)構(gòu)造單元構(gòu)成了一個(gè)完整的構(gòu)造系統(tǒng)。在地貌上,該區(qū)自西向東由三個(gè)一級(jí)地貌單元構(gòu)成,即:青藏高原地貌區(qū)、龍門山高山地貌區(qū)和山前沖積平原區(qū)(成都盆地)(圖1)。其中龍門山為青藏高原的東緣山脈,前接成都平原,后鄰青藏高原,它北起廣元,南至天全,長約500km,寬約30km,呈北東—南西向展布,北東與大巴山相交,南西被鮮水河斷裂相截。前山帶平均海拔高度在1000～2000m,后山帶平均在3000～4000m之間,最高峰在5000m左右(九頂山4984m),山前的成都盆地最低高程為450～710m。龍門山與山前地區(qū)的高差大于4000m,地形陡度變化的寬度僅為15～20km,其地形陡度比青藏高原南緣的喜馬拉雅山脈的地形陡度變化還要大,顯示了龍門山是青藏高原邊緣山脈中陡度變化最大的地區(qū)。此外,青藏高原東緣也是長江上游主要支流岷江、嘉陵江、沱江、涪江、青衣江、大渡河等水系的發(fā)源地和中國西部最重要的生態(tài)屏障,其中貫穿了川西高原、龍門山和成都平原的岷江是研究青藏高原東緣河流下蝕作用和隆升作用的典型地區(qū)。岷江發(fā)源于川西高原的岷山弓杠嶺和郎架嶺,河源至都江堰市的上游段河道長340km,主干河道流向?yàn)橛杀毕蚰?在汶川南側(cè)向東南橫切九頂山之后,流入成都平原,落差達(dá)3009m,河道平均比降為8‰,河谷深切,河谷與山脊之間相對(duì)高差達(dá)3000m以上。岷江西側(cè)支流(如雜谷腦、黑水河等)向高原腹地溯源侵蝕,形成了溝谷縱橫的山地侵蝕地貌。岷江左岸的龍門山和岷山的山頂面為分水嶺,西側(cè)為岷江水系,東側(cè)為龍門山山前水系,該分水嶺與岷江主干河道幾近平行,主要由N-S走向的岷山和NE-SW走向的龍門山中段的九頂山組成,岷山主峰雪寶頂為5588m,龍門山中段主峰九頂山4984m。分水嶺山脊平均海拔高度在北段的岷山一帶為5000m,中南段的龍門山中段一帶為4500～5000m。岷江上游干流深切河谷的剖面幾何形態(tài)表現(xiàn)為上部寬坡型河谷和下部“V”型河谷,狹窄的“V”型谷位于岷江干流通過的地帶,谷地兩側(cè)谷坡為侵蝕三角面,最大高差達(dá)1000m,具有對(duì)稱型和不對(duì)稱型兩類,局部保存階地。在“V”型河谷的肩部與分水嶺之間為寬坡型河谷,形態(tài)不規(guī)則,未保存有階地,是由河流早期下切作用形成的,寬谷與山頂面之間的最大高差達(dá)2000m以上。2a.土壤特征岷江上游河谷由下部的“V”型河谷和上部的寬坡型河谷組成,其中最重要的特征之一就是在“V”型河谷兩岸保存了大量的階地。據(jù)我們初步調(diào)查,岷江上游不同地段均保存有階地,但階地的分布、級(jí)別、類型、高程和沉積物特征均不相同。根據(jù)岷江河谷地形地貌和階地特征,我們將岷江上游分為岷江源頭段、松潘—汶川段、汶川—都江堰段和都江堰—成都段,其中岷江源頭段位于松潘以北,以漳臘盆地為主要特征;松潘—汶川段位于松潘與汶川之間;汶川—都江堰段位于汶川與都江堰之間,橫切龍門山;都江堰—成都段位于成都平原?，F(xiàn)將岷江各段實(shí)測(cè)的階地資料簡述如下。2.1a、開渠及其他河流階地特征岷江源頭地區(qū)地形切割相對(duì)較弱,保留2級(jí)層狀地貌面,分別位于海拔4000m和3800m,層狀地貌面之上的相對(duì)地形高差一般為200～300m,層狀地貌面向NW傾斜,與若爾蓋草原(平均海拔3600m)逐漸過渡。該地區(qū)內(nèi)部地貌類型及其形態(tài)特征呈現(xiàn)垂直分帶現(xiàn)象,在海拔3800m以上,以發(fā)育冰川地貌為主,在3800m以下,以流水侵蝕地貌為主。岷江河谷走向N-S,河谷類型為寬谷,切割深度介于300～600m,兩岸坡度為10°～20°,河谷剖面幾何形態(tài)顯示為U型谷,谷底寬1000～5000m,縱坡降比7.6‰～13.3‰。岷江上游河流階地僅發(fā)育在松潘以北的河谷地段,唐榮昌等(1993)認(rèn)為該河段發(fā)育5級(jí)階地;趙小麟等(1994)認(rèn)為該河段僅發(fā)育3級(jí)階地,均為堆積階地,其中2級(jí)階地的熱釋光年齡為15.3±1.2ka,3級(jí)階地的熱釋光年齡為31.2±2.3ka;Kirby等(2000)認(rèn)為該河段僅發(fā)育2級(jí)階地,在低階地砂礫層中獲得的14C最老年齡為14118～15720a,其次為8129～8420a和6670～6944a,最小年齡為2742～2993a;在高階地砂礫層獲得的14C年齡為22780±340a。2.2地震資料及地質(zhì)特征在松潘—汶川段,岷江激流湍急,峭壁如削,為典型的高山峽谷地貌。該河段受到茂汶斷裂活動(dòng)的影響,“V”型河谷肩部寬5～8km,谷深1300～1500m,為典型的不對(duì)稱谷地,西岸陡,谷坡為36°～50°,東岸緩,坡度為18°～30°,谷底寬200～500m,縱坡降比5.5‰～7.0‰。在較場(chǎng)附近,岷江谷地存在一個(gè)顯著的裂點(diǎn),是1933年疊溪7.5級(jí)地震發(fā)生的地方,在不到20km河道長度內(nèi),河面地勢(shì)高差達(dá)400m。我們實(shí)測(cè)了汶川的岷江階地,該區(qū)岷江均發(fā)育五級(jí)階地,其中一級(jí)階地由青灰色砂礫石層構(gòu)成,為堆積階地,拔河高程為4～6m;二級(jí)階地也由青灰色砂礫石層構(gòu)成,為堆積階地,拔河高程為11～14m;三級(jí)階地由砂礫石層構(gòu)成,為基座階地,拔河高程為38m;四級(jí)階地由砂礫石層構(gòu)成,為基座階地,拔河高程為85m;五級(jí)階地由砂礫石層構(gòu)成,為基座階地,拔河高程為120m。對(duì)各階地堆積物中的亞砂土進(jìn)行熱釋光測(cè)年,獲得2個(gè)年齡數(shù)據(jù)(圖2),其中二級(jí)階地砂礫石層熱釋光年齡為12700±1000a,三級(jí)階地砂礫石層熱釋光年齡為50800±3900a。2.3階地的發(fā)育情況在岷江汶川—都江堰段,河谷形態(tài)以不對(duì)稱谷地為特征,切割深度介于280～1500m,西岸陡,坡度為37°～39°,東岸緩,坡度為25°～30°,谷底寬200～400m,縱坡降比7‰。我們實(shí)測(cè)了紫坪鋪的岷江階地,共發(fā)育五級(jí)階地(圖3),其中三至五級(jí)階地均為基座階地,一至二級(jí)階地均為堆積階地;一級(jí)階地由褐色砂礫石層構(gòu)成,拔河高程為10～12m;二級(jí)階地由黃褐色亞砂土礫石層構(gòu)成,拔河高程為30～31m,熱釋光年齡為12300±900a;三級(jí)階地由黃色砂礫石層構(gòu)成,拔河高程為46m;四級(jí)階地由黃褐色亞砂土礫石層構(gòu)成,拔河高程為86～96m,熱釋光年齡為52700±4300a;五級(jí)階地由黃褐色亞砂土礫石層構(gòu)成,拔河高程為164～170m,熱釋光年齡為76600±5700a。2.4地層及熱釋光年齡岷江都江堰—成都段位于成都平原,縱坡降比4‰～5‰。我們實(shí)測(cè)了成都高店子岷江階地剖面(圖4),共發(fā)育五級(jí)階地,其中二至五級(jí)階地均為基座階地,一級(jí)階地為堆積階地。一級(jí)階地由青灰色砂礫石層構(gòu)成,拔河高程為3～4m,14C年齡為3000a;二級(jí)階地由土黃色砂質(zhì)粘土構(gòu)成,拔河高程為7～10m,熱釋光年齡為20200±1600a;三級(jí)階地由黃色粘土砂礫石層構(gòu)成,拔河高程為18～20m,熱釋光年齡為30800±2500～40400±3300a;四級(jí)階地由土黃色含礫亞粘土、砂礫石層構(gòu)成,拔河高程為34～38m,熱釋光年齡為55800±2400a;五級(jí)階地由褐黃色粘土礫石層構(gòu)成,拔河高程為62m,熱釋光年齡為104600±9200a。3下蝕速率特征岷江階地沉積和地貌特征是晚新生代河谷下切產(chǎn)物的記錄,岷江河谷由下部“V”型谷和上部寬谷構(gòu)成,表明岷江可能存在兩個(gè)下切階段,因此要計(jì)算岷江下蝕速率,就必須確定下部“V”型谷和上部寬谷不同下切階段的下蝕速率,比較它們是否具有一致性。下部“V”型谷中保存了階地,因此我們可以利用階地高程和測(cè)年資料計(jì)算河流的下蝕速率,但上部寬谷下蝕的時(shí)間難以確定,主要是缺乏標(biāo)定寬谷下蝕時(shí)間的沉積證據(jù)。本文利用已實(shí)測(cè)的岷江階地高程和測(cè)年資料計(jì)算岷江的下蝕速率,定量計(jì)算岷江不同河段的下蝕速率。計(jì)算結(jié)果表明(圖5),岷江源頭(川西高原)的下蝕速率為1.61mm/a,松潘—汶川段(川西高原)的下蝕速率1.19mm/a,汶川—都江堰段(龍門山)的下蝕速率為1.81mm/a,都江堰—成都段(成都盆地)的下蝕速率為0.59mm/a。以上結(jié)果表明,雖然在都江堰以西的岷江上游地區(qū),河谷剖面幾何形態(tài)特征表現(xiàn)為上部寬谷和下部“V”型谷,河谷的這種侵蝕形態(tài)特征顯示了岷江干流可能存在2個(gè)主要的下切階段,即早期為上部寬谷下切階段,晚期為下部“V”型河谷下切階段。但是計(jì)算表明,同一河段不同時(shí)期岷江的下蝕速率基本是連續(xù)變化的,階地高程與時(shí)間具有很好的線性關(guān)系(圖5),因此不僅可用該下蝕速率作為下部“V”型谷的下蝕速率,甚至作為上部寬谷的下蝕速率,即可作為該河段岷江的下蝕速率。4青海湖東緣a—岷江下蝕速率與龍門山表面隆升速率之間的定量關(guān)系青藏高原及周緣山脈的隆升對(duì)亞洲地貌、氣候、生態(tài)環(huán)境和大型水系等方面具有巨大的影響,而且已成為當(dāng)前國際上研究的熱點(diǎn)問題。近年來,國內(nèi)外已發(fā)表了大量的有關(guān)探討青藏高原隆升方面的論文,但從研究思路和研究方法上,大致可分為兩大派別(施雅風(fēng)等,1998),一些學(xué)者主要以表層環(huán)境變化的紀(jì)錄(礫巖、夷平面、生物和古土壤等)來推算青藏高原的隆升,另一些學(xué)者通過地球內(nèi)部過程來研究喜馬拉雅山和青藏高原的隆升(如礦物的裂變徑跡測(cè)定、正斷層和熔巖年齡測(cè)定等),兩種觀點(diǎn)存在著明顯的分歧和爭論。但從理論上來看,我們認(rèn)為前者揭示的是青藏高原的表面隆升(Surfaceuplift)過程,后者揭示的是青藏高原的地殼隆升(Crustuplift)過程。但是青藏高原的表面隆升過程并不等于青藏高原的地殼隆升過程,表面隆升還受控于剝蝕作用,如果地殼隆升速率大于剝蝕速率,表面隆升速率為正值;如果地殼隆升速率小于剝蝕速率,表面隆升速率為負(fù)值,因此區(qū)分地殼隆升和表面隆升成為研究青藏高原隆升的重要問題。山區(qū)河流階地的形成主要與山脈的表面隆升作用、侵蝕基準(zhǔn)面變化和氣候變化相關(guān),如何建立階地與山脈的隆升作用之間的相互關(guān)系,仍是當(dāng)前地貌學(xué)界研究的難點(diǎn)。鑒于青藏高原東緣岷江下蝕的局部侵蝕基準(zhǔn)面為成都平原,局部侵蝕基準(zhǔn)面控制了龍門山地形、河流下蝕速率和成都盆地的沉積作用,加之該區(qū)處于同一個(gè)氣候區(qū)帶,因此我們可將局部侵蝕基準(zhǔn)面和氣候變化對(duì)階地形成的控制作用約束為一個(gè)常數(shù)(K),這樣青藏高原東緣邊緣山脈龍門山岷江下蝕速率與隆升速率之間應(yīng)存在線性關(guān)系,即:Vr=KxVs,其中Vr為岷江下蝕速率,Vs為龍門山表面隆升速率,K為侵蝕基準(zhǔn)面、氣候變化和巖石抵抗侵蝕的能力等對(duì)階地形成的控制過程進(jìn)行約束的系數(shù)?，F(xiàn)今龍門山的表面隆升速率(Vs)為0.3～0.4mm/a(大地測(cè)量結(jié)果,劉樹根,1993),龍門山岷江的下切速率為1.81mm/a,我們可求得系數(shù)K值為4.52～6.03,平均為5.28,進(jìn)而建立龍門山河流下蝕速率與隆升速率之間的對(duì)應(yīng)關(guān)系,即:Vr=5.28Vs。這一方程的地質(zhì)涵義在于龍門山河流下蝕速率大于龍門山表面隆升速率,龍門山河流下蝕速率是龍門山表面隆升速率的5倍。5《漢字》某品牌,因條件而生龍門山的高起伏陡地貌形成的時(shí)間是當(dāng)前最為關(guān)注的問題之一。本文試圖根據(jù)形成岷江河谷最大下蝕深度所需的時(shí)間和成都盆地岷江最古老沖積扇沉積物的形成時(shí)間推斷青藏高原東緣龍門山隆升的起始時(shí)間。5.1河流下蝕速率從地表來看,龍門山的剝蝕作用由面狀剝蝕作用和線狀侵蝕作用構(gòu)成,線狀侵蝕作用又以河流的下蝕作用和冰川下蝕作用為特點(diǎn),其中河流的下蝕作用是線狀剝蝕作用的主體。因此龍門山陡坡地貌的形成主要是河流下蝕作用的產(chǎn)物,甚至可以說現(xiàn)今龍門山的地貌是河流侵蝕作用的殘留體,河流最大的下蝕深度與殘留的最高山頂面的相對(duì)高程具有一致性,因此,河流最大的下蝕深度可以反映龍門山的隆升幅度。河流下蝕深度為河流下蝕殘留的最高山頂面與河流下蝕殘留的最低河床面之間的高差。岷江的下蝕深度在川西高原、龍門山和成都盆地是不同的,岷江上游的下蝕深度為1980～2550m,松潘—汶川段的下蝕深度為2550～4150m,汶川—都江堰段的下蝕深度為4150～4720m,都江堰—成都段的下蝕深度為60～80m,顯示了岷江下蝕速率在不同構(gòu)造地貌單元存在差異性。根據(jù)岷江不同河段的最大河流下蝕的深度和下蝕速率,我們可計(jì)算出最大河流下蝕深度所需的時(shí)間。計(jì)算結(jié)果表明,在岷江源頭(川西高原),岷江河谷形成所需要的時(shí)間為1.58Ma,在茂縣—汶川段(川西高原),岷江河谷形成所需要的時(shí)間為3.48Ma,在汶川—都江堰段(龍門山),岷江河谷形成所需要的時(shí)間為2.61Ma(?)。由此可獲得岷江切割深度所需的時(shí)間為1.58～3.48Ma,其中岷江最大切割深度所需的時(shí)間為3.48Ma。這一時(shí)間值的地質(zhì)涵義在于僅由于河流切割作用形成龍門山山峰的時(shí)間早于3.48Ma,據(jù)此我們推測(cè)岷江形成的時(shí)間早于3.48Ma。此外,根據(jù)沒有山脈提供的高差,也就不可能形成河流這一基本公理,我們推測(cè)青藏高原東緣的邊緣山脈——龍門山的初始形成時(shí)間也應(yīng)早于3.48Ma。5.2龍門山東北部沖積地層的形成時(shí)代青藏高原東緣的前緣盆地為成都盆地(圖1),是四川盆地的一部分,位于龍門山與龍泉山之間,北起安縣秀水,南抵名山、彭山一線,面積約8400km2。盆地軸向?yàn)镹E30°～40°。盆地限于龍門山山前斷裂與龍泉山斷裂之間,均為第四系沉積物覆蓋,主要由岷江的沖積扇沉積物構(gòu)成,沉降中心位于郫縣、溫江一帶,最大沉積厚度可達(dá)570m,在不同地段分別以角度不整合覆蓋于侏羅系、白堊系和古近系不同時(shí)代的紅層之上,界面上存在厚約10cm的古風(fēng)化殼(何銀武,1987)。該套沉積物自下而上可大致分為以下2套岷江沖積扇礫巖構(gòu)成。下部為大邑礫巖,上部為名邛礫石層,表層紅土化十分明顯;此外在平原的表層,尚見二級(jí)以上(包括二級(jí))階地的沖積層和一級(jí)階地及河漫灘沖積層,構(gòu)成現(xiàn)今龍門山山前沖積扇及成都平原的主體,它們均是龍門山前緣地區(qū)發(fā)育的來源于岷江的河流相礫石層,是岷江發(fā)生和發(fā)展歷史的沉積紀(jì)錄。成都平原西部地表的大邑礫巖剖面和盆地內(nèi)的鉆井剖面均揭示大邑礫巖是成都盆地中最古老的岷江沖積礫石層。因此,可以利用大邑礫巖形成的時(shí)間標(biāo)定岷江形成的時(shí)間。近年來,我們對(duì)成都盆地西緣的大邑礫巖進(jìn)行了地層學(xué)、沉積學(xué)和年代學(xué)研究(李勇等,2002a,2002b;王鳳林等,2003),對(duì)10個(gè)大邑礫巖剖面的下部砂巖開展了電子自選共振測(cè)年研究,目前已獲得6個(gè)ESR年齡值,分別為2.3Ma(白塔湖剖面)、2.5Ma(湯家溝剖面)、2.6Ma(白巖溝剖面)、2.7Ma(廟坡剖面)、2.7Ma(大邑剖面)及3.6Ma(丁家灣剖面),表明大邑礫巖形成的時(shí)間介于2.3Ma～3.6Ma之間。其中大邑礫巖的最古老的年齡為3.6Ma。這一時(shí)間的地質(zhì)含義為在成都盆地岷江沖積扇形成的時(shí)間早于3.6Ma,據(jù)此我們推測(cè)岷江形成的時(shí)間早于3.6Ma。此外,對(duì)大邑礫巖的物質(zhì)成分和古流向分析表明(王鳳林等,2003),大邑礫巖的礫石來源于龍門山,顯然龍門山前緣地區(qū)的晚新生代河流相礫石層是標(biāo)志龍門山古岷江水系發(fā)育的最重要和最為直觀的證據(jù)。因此,大邑礫巖的出現(xiàn)不僅表明岷江于3.6Ma前形成。而且龍門山也于3.6Ma之前已初始形成。值得指出的是根據(jù)岷江最大切割深度所需的時(shí)間(3.48Ma)與龍門山前緣成都盆地發(fā)育的來源于岷江的最古老河流相礫石層的時(shí)間(3.6Ma)十分相近,均反映了岷江形成的時(shí)間和龍門山的初始隆升和形成時(shí)間可能為3.48～3.6Ma之間,其與青藏高原東北緣臨夏盆地反映的3.4Ma的強(qiáng)烈隆升和青藏運(yùn)動(dòng)(LiJijunetal.,1995;施雅風(fēng)等,1998)基本相當(dāng)。6剝蝕作用在成山過程中的作用山脈的起源和形成是地學(xué)界長期爭論的問題(Ollieretal.,2000)。自Davis提出地貌旋回理論以來,科學(xué)家就剝蝕作用和構(gòu)造作用對(duì)地貌的影響程度的爭論已持續(xù)了100余年。板塊構(gòu)造理論提出后,板塊間的碰撞和構(gòu)造縮短一直被認(rèn)為是山脈形成的主要機(jī)制,并成為統(tǒng)治流派,構(gòu)造驅(qū)動(dòng)的山脈成因說影響了近30年來人們對(duì)山脈的研究,加之受Davis的地理旋回或地貌旋回理論的影響,人們一般認(rèn)為山脈構(gòu)造形成后,在剝蝕作用的影響下,山脈剝蝕夷平,直至最終消失。同時(shí),一些研究也表明,構(gòu)造作用和剝蝕作用在相似的時(shí)間尺度上控制著地貌的形成,剝蝕和氣候?qū)ι矫}形成具有重要的控制作用,大量的剝蝕作用并未使山峰降低,反而使山峰在不斷地增高,逐漸形成了與剝蝕相關(guān)的均衡成山理論(Pinteretal.,1997),并已成功地解釋了澳洲大陸和北美西部山脈的隆升。目前在國際上已提出了三種青藏高原邊緣造山帶的成山模式,即:①與構(gòu)造縮短相關(guān)的構(gòu)造成山模式;②與剝蝕相關(guān)的均衡成山模式;③第一和第二種機(jī)制的結(jié)合。因此剝蝕作用在成山過程中的作用成為當(dāng)前地貌學(xué)界研究的焦點(diǎn)(Maseketal.,1994;Summerfieldetal.,1994;Montgomery,1994;Ollieretal.,2000)。為了約束剝蝕作用與隆升作用相互關(guān)系及其在相似的時(shí)間尺度上對(duì)青藏高原東緣地貌的形成控制作用,本文試圖根據(jù)岷江河谷的下蝕速率、表面隆升速率和活動(dòng)構(gòu)造推斷青藏高原東緣的隆升機(jī)制。6.1龍門山成因龍門山是中國最典型的推覆構(gòu)造帶,具有約42%～43%的構(gòu)造縮短率,形成的主要時(shí)期為印支期和燕山期,沿彭灌—江油脆性沖斷推覆構(gòu)造帶或前陸滑脫帶分布有一系列的飛來峰群,它們形成于10Ma左右(Wilsonetal.,2000)。近年來,在龍門山發(fā)現(xiàn)了與造山帶平行的走滑作用,LiYong等(LiYongetal.,2000;2001b)對(duì)青藏高原東緣活動(dòng)構(gòu)造的研究表明,晚新生代龍門山以北北東向的右行剪切為特征,以走滑作用為主,并伴隨少量的逆沖分量,表明晚新生代以來龍門山缺乏構(gòu)造縮短產(chǎn)生的構(gòu)造隆升作用,換言之,現(xiàn)今龍門山不是由于構(gòu)造縮短形成的。這一研究成果也得到了古地磁(Enkin,1991)(古地磁表明四川盆地在新近紀(jì)以來順時(shí)針旋轉(zhuǎn)了10°)、GPS測(cè)量成果(陳智梁等,1998;ChenZetal.,2000)和龍門山前緣缺乏新生代前陸盆地(Burchfieletal.,1995;LiYongetal.,2001a)等研究成果的支持。以上研究成果業(yè)已表明與構(gòu)造縮短相關(guān)的構(gòu)造成山模式不適合于現(xiàn)今青藏高原東緣的龍門山。但是,劉樹根等(1993,1995,2003)測(cè)定了龍門山的彭灌雜巖和寶興雜巖地表樣品的4個(gè)磷灰石裂變徑跡年齡(分別為6.5±2.4Ma、4.8±3.0Ma、8.7±5.6Ma、10.5±7.2Ma),結(jié)果表明中新世以來該兩個(gè)巖體上部已有至少5～6km的巖石被剝蝕掉了,平均剝蝕速率為0.5～0.6mm/a,也表明與剝蝕相關(guān)的均衡成山模式可能是晚新生代龍門山的主要形成機(jī)制。6.2青海湖東緣—青藏高原東緣河流下蝕速率對(duì)龍門山成山機(jī)制的約束計(jì)算結(jié)果業(yè)已表明,岷江各河段的下蝕速率不同,在川西高原地區(qū)岷江的下蝕速率為1.07～1.61mm/a,平均值為1.29mm/a;在龍門山地區(qū)為1.81mm/a,在成都平原地區(qū)為0.59mm/a;龍門山地區(qū)岷江的下蝕速率最高,約為川西高原地區(qū)岷江的下蝕速率的1.5倍,約為成都平原地區(qū)岷江的下蝕速率的3倍(圖6)。顯然青藏高原東緣的青藏高原地貌區(qū)、龍門山高山地貌區(qū)和山前沖積平原區(qū)的岷江的下蝕速率不同,顯示了龍門山地區(qū)岷江的下蝕速率不僅大于成都平原的下蝕速率,而且大于川西高原的下蝕速率,即在地面最高的地區(qū),河流下蝕速率最大,在地面最低的地區(qū),河流下蝕速率最小。因此,青藏高原內(nèi)部與邊緣山脈在岷江的下蝕速率方面是不同的,邊緣山脈岷江的下蝕速率并不等于青藏高原內(nèi)部的岷江的下蝕速率,青藏高原東緣三個(gè)一級(jí)地貌單元是導(dǎo)致河流下切速率不同的最主要的控制因素,它們?cè)诤恿飨挛g速率、河流下蝕機(jī)制和河流下蝕過程等方面也應(yīng)不同。鑒于岷江下切侵蝕是青藏高原東緣表面剝蝕作用的最主要的貢獻(xiàn)者,兩者具有線性關(guān)系,因此在青藏高原東緣,龍門山的剝蝕速率最大,而龍門山高山地貌區(qū)又是青藏高原東緣最高的地貌區(qū),顯示地面愈高河流剝蝕速率愈大,地面愈低河流剝蝕速率愈小,因此,地面隆升的幅度與河流下蝕速率呈正比關(guān)系,我們推測(cè)河流下蝕速率的差異是導(dǎo)致青藏高原東緣地貌分異的主要控制因素之一,即龍門山高于川西高原的主要機(jī)制與剝蝕作用相關(guān),表明與剝蝕相關(guān)的均衡成山模式可能是導(dǎo)致龍門山高于川西高原的主要機(jī)制。6.3龍門山和緣溪在表面隆升速率方面的不同控制因素根據(jù)前文已建立的龍門山河流侵蝕速率與隆升速率之間的對(duì)應(yīng)關(guān)系,我們可以根據(jù)川西高原岷江的下切速率反演其隆升速率,計(jì)算表明,川西高原的表面隆升速率為0.2～0.3mm/a,成都平原的表面隆升速率為0.11mm/a,其中川西高原的表面隆升速率僅為龍門山表面隆升速率的2/3,成都平原的表面隆升速率僅為龍門山表面隆升速率1/3,顯示了龍門山的表面隆升速率不僅大于成都平原的表面隆升速率,而且大于川西高原的隆升速率,顯然表面隆升速率可能是導(dǎo)致青藏高原東緣三個(gè)一級(jí)地貌單元的最主要的控制因素,即:龍門山高山地貌區(qū)最大,青藏高原地貌區(qū)的表面隆升速率次之,山前沖積平原區(qū)的表面隆