祁连山—河西走廊黑河流域地貌特征及其构造意义

苏　琦　袁道阳　谢　虹

1)中国地震局兰州地震研究所，兰州　730000 2)兰州地球物理国家野外科学观测研究站，兰州　730000



祁连山—河西走廊黑河流域地貌特征及其构造意义

苏琦1)袁道阳1，2)*谢虹1，2)

1)中国地震局兰州地震研究所，兰州730000 2)兰州地球物理国家野外科学观测研究站，兰州730000

采用定量化的地貌因子研究区域构造活动及其演化已成为构造地貌学的一种常用手段。祁连山—河西走廊位于青藏高原东北部边缘，是高原向NE方向挤压扩展的前缘部位，该区河流水系的地貌发育过程记录了高原隆升与挤压扩展及其气候环境效应的重要信息。位于祁连山北部山前的黑河流域向N穿过河西走廊和北山地区，其河流地貌的发育与祁连山的构造隆升直接相关。基于诸多地貌因子(面积-高程积分、地貌信息熵以及河流纵剖面)的研究结果均显示黑河流域所涉及的祁连山东、西段的构造活动存在明显差异，具有西强东弱的特点，如西段流域的平均面积高程积分值(HI)为0.541而东段仅为0.466,1；并且根据河流纵剖面分析得到的差异隆升值西段为754m，也远高于东段的219m；而降雨等气候因素则存在东强西弱的特点。综合对比分析发现，本区岩性与降水条件等对研究区地貌因子的影响有限；构造活动是地貌演化发育的主控因素，控制着该区现今的构造变形、地貌发育及其演化历史。

祁连山西段DEM黑河流域地貌构造活动

0　引言

新生代印度板块与欧亚大陆的拼合碰撞是地质历史时期的重大事件，其持续向N的挤压碰撞使得高原不断隆升和扩展，形成了世界上最高最大的高原——青藏高原(Harrisonetal.，1992；李廷栋，1995；许志琴等，2011)。虽然目前地学界在高原形成机制、隆升过程及其气候环境效应等问题上仍存在分歧，但有关青藏高原东北缘的祁连山—河西走廊地区正在遭受强烈挤压、隆升并逐渐成为高原最年轻的一部分的认识逐渐成为不争的事实(Tapponnieretal.，2001；袁道阳等，2004；郑文俊等，2009；张会平等，2012；Yuanetal.，2013)；该区晚新生代到现今的构造活动十分强烈，发育了大量晚第四纪活动逆断裂、走滑断裂以及活动褶皱等，表明该区正遭受强烈的地壳缩短以及左旋剪切作用(Hetzeletal.，2002；袁道阳等，2004；陈柏林等，2005，2006；郑荣章等，2005; 李海兵等，2006; Champagnacetal.，2010; Yuanetal.，2011，2013; Zhengetal.，2012，2013a，2013b; Hetzel, 2013)。

青藏高原的整体地貌形态在内、外动力共同作用下形成了高原内部平坦的低起伏地势面(Fieldingetal.，1994；刘静等，2006)以及高原边缘因遭受强烈隆升、侵蚀下切而形成的地形陡变带(Clarketal.，2000；张会平等，2006)。作为高原向北扩展的前缘部位，祁连山—河西走廊地区的地貌发育与演化研究已引起了众多地质、地貌学专家的关注。 潘保田等(2000，2002)及李炳元等(2002)认为祁连山地区存在2级不同时代的夷平面(山顶面，主夷平面)和1级剥蚀面，且其西段的主夷平面高于东段；孙然好(2005)利用现代流域泥沙资料并结合祁连山地区50a来的气候、水文资料对该区的地貌演化研究认为，在构造隆升的背景下气候因素在祁连山地貌演化过程中扮演着十分重要的角色；Pan等(2013)认为祁连山—河西走廊地区可划分为3个大的地貌单元： 高山带(3,200～4,500m)、低山带(2,200～3,100m)和走廊平原带(<1,800m)。尽管前人从地貌学的角度对该区地貌形态与发育特征的研究已取得了许多新的认识，然而对地貌反应极为敏感的祁连山北缘地区多条河流的地貌形态、发育过程及其对构造活动的响应却鲜有研究报道；虽然胡小飞等(2010)根据河道陡峭指数对祁连山北翼构造活动做过一些研究，但多是定性地对比祁连山东段和中、西段构造抬升速率的差异，尚未开展精细化的河流地貌发育演化特征的研究。

本文以祁连山—河西走廊地区河流地貌因子分析作为切入点，选取祁连山北缘黑河及其支流共11条水系及其流域盆地为研究对象(图1)，利用精度为90m的SRTM-3(Shuttle Radar Topography Mission)DEM数据提取必要的河流地貌参数并以该区构造活动、岩性分布以及气候条件作为约束，以期定量揭示河流地貌与祁连山地区构造活动的响应关系。

图1　黑河流域构造、地貌简图Fig. 1　The map of topography and major drainage in the study area.F1阿尔金断裂(东段)，F2旱峡-大黄沟断裂，F3昌马-俄博断裂，F4疏勒河断裂，F5佛洞庙-红崖子断裂，F6金塔南山断裂，F7榆木山断裂，F8龙首山南缘断裂，F9龙首山南缘断裂，F10海原断裂(西段)，F11疏勒南山断裂，F12托勒南山断裂，F13哈拉湖断裂，F14日月山断裂，F15皇城-双塔断裂，F16冷龙岭断裂；Ⅰ 石油河，Ⅱ 白杨河，Ⅲ 北大河，Ⅳ 洪水坝河，Ⅴ 丰乐河，Ⅵ 马营河，Ⅶ 摆浪河，Ⅷ 梨园河，Ⅸ 黑河干流，Ⅹ 洪水河，Ⅵ 山丹河

1　区域地质概况

祁连山位于青藏高原北部边缘，是早-中古生代造山系统于晚新生代复活的产物(Yinetal.，2000; 尹安，2001)。晚新生代以来，由于欧亚大陆与印度板块的持续挤压碰撞，青藏高原不断隆升并向外扩展，位于高原北部的祁连山区遭受强烈的挤压隆升变形(Zhangetal.，2004；张培震等，2006；郑文俊等，2009；王一舟等，2013)，从而形成了一系列由晚第四纪逆冲断裂、走滑断裂和活动褶皱控制的NW-SE向条状山脉(袁道阳等，2004；许志琴等，2004; Yuanetal.，2013)。关于祁连山最初快速隆升时间的限定，不同的学者得到了近乎一致的结论： George(2001)采用磷灰石裂变径迹方法得到祁连山在10～20Ma BP 隆升剥蚀作用强烈的结论；张培震等(2006)以及Fang等(2005)分别得到了祁连山内部山系自8～15Ma BP 开始遭受快速隆升和剥蚀的认识；袁四化等(2008)通过对柴达木盆地沉积物地震反射界面的分析认为高原北缘在中、晚中新世发生快速抬升；Zheng等(2010)通过祁连山西段金佛寺附近磷灰石的(U-Th)/He年代测定得到了该地区在 10Ma BP 快速隆升的结论；Yuan等(2011)通过青海湖东西两侧鄂拉山断裂和日月山断裂的调查得到了2条断裂分别于9Ma BP和 (10±2)Ma BP开始活动的证据；Zhang等(2014)通过对祁连山西段新生代盆地几何形态的研究认为祁连山西段自受高原南部块体挤压以来NE-SW向地壳缩短量大约为66km，推测主体构造缩短时间大致为10Ma，总体显示祁连山西段中新世中期以来强烈的挤压缩短变形。

祁连山以及河西走廊内部地区的活动断裂大体可分为2大类： 走滑断裂和逆冲断裂(图1)。由于受该区阿尔金断裂和海原断裂2条边界走滑活动断裂的控制和影响，介于二者之间的祁连山西段构成1个大的挤压构造区，发育了大量以挤压逆冲为主兼具左旋走滑特征的活动构造，晚第四纪构造活动强烈(袁道阳等，2004)。前人通过对祁连山西段酒西盆地晚第四纪河流阶地的研究认为祁连山北缘断裂、老君庙背斜-逆断裂带以及白杨河背斜-逆断裂带晚更新世以来的垂向运动速率分别为1.92～2.00mm/a、1.15～2.56mm/a(陈杰等，1998)，以及0.32～0.58mm/a或(0.35±0.03)mm/a(Hetzeletal.，2002；Hetzel, 2013)。 Hetzel等(2004)通过对榆木山东缘断裂(张掖断裂)洪积扇体测年研究得到了晚更新世以来该断裂垂向滑动速率为(0.88±0.6)mm/a；陈柏林等(2008)认为玉门断裂自早更新世以来一直有活动迹象，表现为强烈的逆冲推覆特征兼具少量左旋走滑分量；何文贵等(2010)通过对嘉峪关断裂进行探槽开挖以及样品光释光测年得到该断裂晚第四纪晚期以来的滑动速率为0.52～0.56mm/a；刘兴旺等(2012)通过对佛洞庙-红崖子断裂断错地貌的定量研究并结合年代学得到了该断裂晚第四纪以来的垂向滑动速率为(0.61±0.28)mm/a，左旋滑动速率为(1.27±0.58)mm/a的认识；罗浩等(2013)研究得到昌马断裂西段、中段以及东段的左旋滑动速率分别为(1.33±0.39)mm/a、(3.11±0.31)mm/a和(3.68±0.41)mm/a，并认为该断裂调节了阿尔金断裂大约30%的滑动速率减少量；Zheng等(2013a)通过对合黎山南缘断裂进行野外勘察以及相应的年代样品测试得到了该断裂各段的垂向滑动速率介于0.2～0.53mm/a之间；Yu等(2016)认为雅布赖断裂介于(0.23±0.02)mm/a和(0.78±0.12)mm/a之间的滑动速率反映了河西走廊内部最初始的变形。正是上述主干活动断裂的不同变形方式、转换关系和滑动速率等构成了祁连山构造变形的总体图像，控制着该区现今的构造变形、地貌发育和演化历史。

祁连山—河西走廊地处中国大陆腹地，由于距离海洋遥远和受高原阻隔使得来自太平洋及印度洋的湿热气团难以到达，因而形成了区内独特的大陆性干旱、半干旱气候区(闫业庆等，2011；刘栋梁等，2011)。尽管本区气候干旱、降雨量少，但也发育了一系列内流水系；其中，黑河流域就是其重要的组成部分，为中国西北地区第2大内陆河流。黑河流域由大约11条长短不等的次级水系组成，由西向东依次为： 石油河(Ⅰ)、白杨河(Ⅱ)、北大河(Ⅲ)、洪水坝河(Ⅳ)、丰乐河(V)、马营河(VI)、摆浪河(Ⅶ)、梨园河(Ⅷ)、黑河干流(IX)、洪水河(X)以及山丹河(XI)；除北大河与黑河干流发源于祁连山腹地外，其余河流皆发育于祁连山山前，流经了河西走廊和北山地区，跨越了不同的地质地貌和构造单元。

为了揭示祁连山山前到河西走廊的地形变化特征，我们截取了2条大致垂直于祁连山走向的宽度为10km的条带状地形剖面A—A′、B—B′(图2，位置见图1)。条带状剖面可统计一定区域范围内地形高程的最大、最小和平均值，用以半定量—定量分析研究区内山峰、河谷的高程变化以及侵蚀程度(张会平等，2006；梁明剑等，2014)。

图2　A—A′，B—B′条带状剖面图Fig. 2　The swath profiles A-A′ and B-B′.断裂编号如图1，地形起伏度为相应面积范围内最大高程与最小高程之差

从图2 中的A—A′剖面可以看出，研究区内各流域上游的山脉高程主要集中在4,000～5,000m，山顶面构成了最高一级夷平面，地形起伏较大，局部下凹处为第四纪河谷盆地及断陷盆地，盆地发育主要受控于主干活动断裂的逆冲活动；而流域盆地的下游则为绝对高程较小的河西走廊冲洪积平原区，其起伏度极小，地形相对平坦；在A—A′剖面中，从祁连山内部到河西走廊绝对高程下降了约3,500m，北侧的金塔南山虽然受金塔南山断裂控制，但因隆升时间晚，地形起伏小。而东侧的B—B′剖面显示出各流域盆地上游的绝对高程在4,000m左右，地形起伏度较大，反映出局部构造活动和侵蚀程度的差异性；除下游龙首山外，绝对高程的平均值在1,500m左右，即在B—B′剖面中从祁连山到河西走廊绝对高程的降低值大约是2,500m，其幅度较西侧小。

2　地貌分析

现代地形地貌是在内、外动力共同作用下经长时间演化而形成的。 在地貌发育过程中，2种力量同时出现，彼此消长，相互作用，控制和影响了地形地貌的发育过程(严钦尚等，2013；杨景春等，2013)。而在构造活动较为活跃的区域(如祁连山地区)，现代地表残余地貌则为我们了解该区构造活动、地形生长与破坏提供了非常重要的线索(Walceketal.，2012)。

2.1面积-高程积分与地貌信息熵分析

2.1.1面积-高程积分

地貌的发育演化一直以来都是地貌学研究的重点(杨景春等，2013)。1899年当代地貌学奠基人Davis提出了 “地貌循环理论”，认为在构造应力作用下，平坦地面被迅速抬升，之后遭受外部营力的侵蚀破坏，依次经历幼年期、壮年期以及老年期各发展阶段，最后演化成 “准平原”。基于Davis理论，美国理论地貌学家Strahler于1952年提出侵蚀流域的面积-高程积分(Hypsometric Integral)分析方法，进一步将Davis地貌理论定量化。面积-高程积分曲线(Hypsometric Curve)即是以流域盆地相对高度比(h/H)为纵轴、以相对面积比为(a/A)横轴得到的曲线，是以二维曲线架构来描述地表三维体积残存率的一种地貌参数；曲线下方的面积即为面积-高程积分值(图3)。

图3　流域盆地的面积-高程积分定义Fig. 3　The definition of the hypsometric integral.

如图3 所示，如果面积-高程积分曲线呈上凸形状，则表示流域地貌演化处于幼年时期；若曲线呈现下凹状态，则表示流域地貌演化已经步入老年阶段；如果面积-高程积分曲线的形状居于两者之间，即呈现S形，则表示流域正处于河流发育的 “壮年期”。

2.1.2地貌信息熵

熵是反映系统状态的一种指标，熵值越大，系统越混乱、无序度越高，系统也就越稳定。而在侵蚀、剥蚀等各种地貌作用下的地表形态作为一种系统状态也可以用熵来描述(艾南山，1987；艾南山等，1988)。无论是Davis的 “地貌循环理论”还是Strahler的面积-高程积分分析都是基于平坦地面迅速造山抬升后在外营力作用下的地貌演化过程，是一种封闭的地貌演化模型。在没有内营力的作用下，外营力使地表夷平，使得高度在空间上趋于均匀分布，系统趋于稳定，而描述地貌系统的熵值也趋于最大化。而在地貌夷平过程中若有内力作用参与，在内、外营力共同作用下，开放系统也将达到某种稳定状态(Scheidegger，1979)。艾南山等(1988)结合构造信息熵以及Strahler曲线积分值得到地貌信息熵的计算式为

(1)

式(1)中H为地貌信息熵的定量值，S为面积-高程积分值。熵值越小，代表流域内、外营力的对抗作用越强。

2.1.3地貌参数分析

黑河流域水系均发育于祁连山北缘山前地带，河流的发育受祁连山构造隆升作用影响明显，其地貌形态直接承载了该区的构造活动特征。李吉均等(2001)、潘保田等(2002)和李德文等(2004)研究认为祁连山地区普遍存在2级夷平面(山顶面、主夷平面)和1级剥蚀面，并且祁连山西段(疏勒河流域、黑河流域)的主夷平面略高于东段(石羊河流域)；一般认为祁连山西段的主夷平面海拔高度为3,700～4,000m(潘保田等，2002)。前人研究指出，3.6Ma BP以来高原北部经历大规模急剧强烈的构造隆升(青藏运动)，使得8Ma,BP以来形成的主夷平面解体，高原北部主体地貌格局就此形成(李吉均等，1979，1996)。快速隆升使得流域盆地在夷平面上、下的不同部位经历了不同的地质活动和构造变形历史，本文采用3,700m作为黑河各亚流域盆地的主夷平面高度并据此将各个亚流域分为上、下游2个部分(图4)，分别绘制亚流域盆地上游、下游以及整体的面积-高程积分曲线并计算其相应的熵值，结果如下(图5，表1)：

图4　流域夷平面上、下示意图Fig. 4　The planation surface of the catchments.Ⅰ 石油河，Ⅱ 白杨河，Ⅲ 北大河，Ⅳ 洪水坝河，Ⅴ 丰乐河，Ⅵ 马营河，Ⅶ 摆浪河，Ⅷ 梨园河，Ⅸ 黑河干流，Ⅹ 洪水河，Ⅺ 山丹河

图5　黑河流域各水系Strahler曲线Fig. 5　Hypsometric curve of the sub-basins of the Heihe drainage area.Ⅰ 石油河，Ⅱ 白杨河，Ⅲ 北大河，Ⅳ 洪水坝河，Ⅴ 丰乐河，Ⅵ 马营河，Ⅶ 摆浪河，Ⅷ 梨园河，Ⅸ 黑河干流，Ⅹ 洪水河，Ⅺ 山丹河

表1　黑河流域各水系HI值与熵值

Table1　Hypsometric and entropy values of sub-basins in the Heihe drainage area

主夷平面以上流域主夷平面以下流域整条流域HI值熵值HI值熵值HI值熵值西段石油河0.35260.39500.61510.101070.52150.1725白杨河0.33710.42440.50230.19080.49440.1988北大河0.31650.46690.62580.09450.56930.1326洪坝河0.34050.41780.5820.12320.55390.1446丰乐河0.33030.43800.68150.06490.54980.1480马营河0.34950.40070.60310.10870.55720.1420均值0.33780.42380.60160.11390.54100.1564东段摆浪河0.41330.29680.45510.24230.38870.3336梨园河0.36960.36490.46760.22770.40820.3041黑河0.31920.46110.54770.14970.60050.1104洪水河0.26990.57960.58220.12310.42690.2781山丹河0.39550.32310.58680.11980.50610.1871均值0.3550.40510.52790.17260.46610.2427

如图5、表1 所示，在11条亚流域中，无论是各流域的面积-高程积分曲线图像还是单个流域中不同部位的熵值，在摆浪河处均发生曲线形态以及熵值的突变，这可能与该区榆木山隆起向河西走廊盆地内部的扩展有关。本文以马营河(Ⅵ)与摆浪河(Ⅶ)之间的分水岭为界，将黑河流域分为东、西2段。

夷平面以上的地貌形态代表了上一次或前几次构造活动以来遭受侵蚀残余的结果；黑河流域之东、西2段各亚流域盆地在夷平面以上的流域部位，无论是HI值还是熵值均发生明显改变(表1)。 在黑河流域西段，夷平面以上流域部分的HI值均<0.35，说明该流域部分正处于Davis所论述的侵蚀流域发展阶段的 “老年期”；而熵值均>0.4，说明在该流域部位内外营力对抗作用非常弱。 在黑河流域东段，除摆浪河流域地貌特征发生异常外，其余流域盆地夷平面以上部位均显示出了老年期的发育特征以及弱的内、外营力对抗作用，说明至少在最近1次构造活动发生之前黑河流域东、西2段各亚流域盆地均达到了 “老年期”发育阶段。

随着新构造运动的发生，地表开始抬升，主夷平面解体，产生了强烈的河流下切侵蚀作用。 在主夷平面以下流域部位，流域西段呈现出明显的壮年期阶段，具体表现为西段平均HI值>0.6，其中丰乐河(Ⅴ)夷平面以下流域部位HI值竟高达0.68，表明该部分流域盆地受到强烈的构造作用影响，而流域西段平均熵值低至0.11，流域系统极不稳定，表现为在该处内(构造抬升)、外(河流下切侵蚀)营力竞争作用非常强烈；而在东段，虽然主夷平面以下流域部位也表现出了明显的壮年期特征，如黑河干流(Ⅸ)夷平面以下流域部位HI值达到0.55以及洪水河(Ⅹ)夷平面下游流域HI值超过0.58，其相应的熵值也表现出了较强的系统稳定性(平均值为0.173)，但无论是HI值还是熵值，其平均值所表现出来的流域东段夷平面下游流域部位的地貌特征均弱于西段(表1)；而从整个流域盆地的地貌特征来看，流域西段6条河流平均HI值为0.54，大于流域东段5条河流的平均值0.46，而西段的平均熵值(0.156)也小于东段(0.243)表现出相对较强的系统稳定性。张韵娴(2003)研究指出面积-高程积分对于区域构造活动特别是垂向构造活动具有很好的指示意义；在黑河流域，无论是夷平面上游还是下游亦或是整个流域盆地，流域东、西2段差异明显的HI值指示了较强的构造活动差异性而熵值的不同则体现出流域东、西2段不同部位在内、外营力共同作用下的系统稳定性差别明显，即流域东段地貌因子所表现出的特征弱于西段，指示了东段受到构造活动的强度要小于西段。

2.2河流纵剖面分析

造山带与沉积盆地是地球表面发育的2大基本构造单元(刘少峰等，2005)，也是2大基本地貌单元，二者具有密切的耦合关系。在地壳相对稳定时期，地表夷平作用将会成为最主要的外作用力，造山带物质经剥蚀搬运后进入沉积盆地，使得地表高度在空间上均匀分布，地势变得平缓，地形起伏不大，地貌发育进入老年阶段，形成准平原状态的夷平面。一旦构造活动再次发生，夷平面解体，则夷平面上、下不同地貌单元会经历不同的地貌构造旋回作用。作为区域构造活动最直接载体的河流地貌，其典型的地貌形态指示了该区的最新构造活动。我们选取黑河流域11条支流，分别计算其流域基岩河道的河段坡度以及河段所对应的上游流域盆地的面积，以流域盆地面积的对数值为横轴，河段坡度对数值为纵轴，得到其S(坡度)-A(面积)图，并与相应流域的河流纵剖面进行对比分析，结果如图6。

图6　黑河流域10条河流实际剖面与拟合剖面Fig. 6　Stream profiles and channel profiles of the 10 basins in the Heihe drainage area.Ⅰ石油河，Ⅱ白杨河，Ⅲ北大河，Ⅳ洪水坝河，Ⅴ丰乐河，Ⅵ马营河，Ⅶ摆浪河，Ⅷ梨园河，Ⅸ洪水河，Ⅹ山丹河；红色五角星为裂点所在位置，红色实线代表实际河道，蓝色虚线代表拟合河道；S-A拟合图中的黑色实线为裂点以上河道，黑色虚线为裂点以下河道

根据各支流的S-A图，除最东段的山丹河没有表现出明显的裂点外，其余9条支流均至少存在1个主裂点(Major Knickpoint)，裂点上、下河段具有不同的陡峭度(Ks)与凹曲度(Θ)，说明在河流纵剖面上裂点上、下不同河段具有不同的发育趋势。 我们利用裂点上游河道凹曲度指标拟合出整条河流，则此拟合河流纵剖面代表了地表整体隆升(侵蚀基准面同步隆升)后河流呈现出的纵剖面形态，而拟合河道与现今实际下游河道的高程差值则代表了地表差异隆升的实际高程差值。如图6 所示，在黑河流域西段(石油河—马营河)，地表差异隆升平均值为754m；而在流域东段(摆浪河—山丹河)，差异隆升平均仅仅只有219m。前人的研究指出，自65～55Ma,BP印度板块与欧亚大陆碰撞以来，高原北部已经历过多次普遍意义的重大构造事件，且这些构造活动在高原北缘具有整体同步性特征(宋春晖，2006)，而差异隆升量的西高东低也说明了在高原北缘祁连山地区在构造隆升幅度和强度上确实存在西强东弱的特点。

3　讨论

构造地貌学作为构造地质学与地貌学之间的交叉学科以其强大的生命力越来越得到各国地质地貌学专家的重视，并逐渐成为活动构造研究中不可或缺的一种手段(Burbanketal.，. 1996；Kirbyetal.，2003; Wangetal.，2014)。现今地表形貌是内、外营力共同作用的结果，然而在地质历史时期祁连山地区曾经历多次构造活动。 宋春晖(2006)研究指出，自65～55Ma,BP印度板块与欧亚大陆碰撞以来高原北部祁连山地区的地貌演化经历了3次夷平，特别是8～6Ma,BP的主夷平面解体并于3.6Ma,BP以来经历多次强烈构造隆升才塑造了现在高原北部的主体地貌。在地貌演化过程中，外营力作用不容忽视，其与内营力无论是在数量上还是强度上都具有同等重要的意义(杨景春等，2013)；Zhang等(2001)研究认为全球在4～2Ma,BP陆源沉积速率的快速增加是全球气候突变的结果；Radoane等(2003)在研究罗马尼亚Carpathians地区时指出，当河流达到均夷状态后，由于气候雨量的增加可使河流受到的净侵蚀力大为增加，结果河流纵剖面下凹程度快速增大。岩性的差异会使不同河段具有不同的抗侵蚀能力从而影响整个地区的地表形态；赵洪壮等(2010)研究指出河流坡降指标(SL)与基岩的抗侵蚀能力之间存在密切的关系，若基岩的抗侵蚀能力较强则河段的SL值偏高，反之，则SL值偏低。虽然上述因素都会对地表形态的演变产生或多或少的影响，然而由于现今应用地形因子进行构造研究的模型并非十分完善，无法将构造活动、气候降水、基岩岩性等诸多因子完整地结合起来(陈涛等，2014)。 针对这种问题，本研究基于提取到的黑河流域地形因子，联合区域气候降雨以及岩性条件进行综合分析，以期获取现今黑河流域地表形态发育的主控因素。

3.1降雨条件

通常所指的外营力是指地球表面在太阳能和重力驱动下，通过空气、流水和生物等活动所引起的作用(杨景春等，2013)。其中流水对于地表形态的改变起到了十分重要的作用，可通过改变流域的水文条件以及沉积物的供给来改变水系侵蚀能力以达到影响地表形态的目的，而水系的流量大小在很大程度上受控于区域降水条件；本研究以区域降水条件代替气候因素来探讨其对地貌发育的影响。

黑河流域位于中国西北内陆，发源于祁连山内部并向北流过河西走廊到达北山地区。受青藏高原快速隆升的影响，河西走廊自晚中更新世以来逐步干旱化(马玉贞等，1998)，并直接影响了黄土高原的形成(刘东生等，1998)。Hijmans等(2005)利用全球50a内(1950—2000年)的气象观测资料、采用thin-plate smoothing spline插值方法，并以经度、纬度以及绝对高程作为变量得到了在全球尺度、甚至整个青藏高原尺度内分辨率最高的降水数据。如图7 所示，整个黑河流域降水分布有很大的差异性： 流域东段黑河干流、洪水河以及山丹河流域年降水量达到320～500mm/a，流域中段洪水坝河、丰乐河、马营河以及摆浪河流域年降水量降至200～300mm/a，到流域西段年降水量仅有 100mm/a。

图7　全新世中期以来祁连山地区年降水量平均分布图(数据来源于Hijmans et al.，2005)Fig. 7　The plane distribution of annual precipitation of Qilianshan region since the mid-Holocene(Data is from Hijmans et al.，2005).

与通过地貌分析得到的地形因子由西向东数值逐渐降低不同，降雨量由西向东呈逐渐增长的趋势。降水可以通过改变河水径流量从而间接影响地表形态。研究区内各流域盆地呈现出明显的壮年期发育阶段且内、外营力竞争作用非常强烈，河流纵剖面上抬升前后的高差对比表明区内正在经历强烈的构造抬升，呈现西强东弱的特点；而东强西弱的降雨条件，致使流域东段因较大的降雨量而加剧了地表侵蚀，使得各流域盆地适应构造抬升并尽快进入均衡状态，而西段极少的降雨量会使得流域盆地长期处于构造抬升后的适应期。从以上分析看，区内降雨量由西向东逐渐增高的差异分布似乎对各流域盆地的地貌演化有着相当重要的影响： 在经历了青藏高原北部整体构造运动的影响之后，由于东段的降雨量大大高于西段，则东段各流域盆地由于较强的河流下切侵蚀作用会优先 “消化”掉本次构造活动或 “消化”的速度会明显加快。这似乎表明降雨等气候作用对地貌的发育和改变也是相当明显的。然而，胡小飞等(2010)在研究祁连山北翼流域河道的陡峭系数时明确指出祁连山处于干旱-半干旱区域，其降水量只有几百毫米，且变化范围不大，这样的降水变化对于河流地貌演化不可能产生显著影响；刘栋梁等(2011)通过对比祁连山山前玉门砾岩的沉积速率认为气候并不是影响沉积速率差异的因素。鉴于不同的认识，我们将黑河流域各亚流域内部平均年均降雨量与其所对应的HI值、熵值做相关性分析，结果如图8 所示。

图8　HI与降雨相关性分析图(a)及熵值与降雨相关性分析图(b)Fig. 8　Correlation analysis between HI values and precipitation(a); Correlation analysis between entropy values and precipitation(b).

基于以上分析，本研究认为降水条件对于祁连山前各流域的地貌演化不存在明显的影响。

3.2岩性因素

基岩岩性通过改变河道的抗侵蚀能力来改变河流地貌发育从而对整个区域的地表形态产生影响，河床的可侵蚀性主要与河道基岩的强硬程度以及裂隙发育程度相关(胡小飞等，2010)。由于缺少野外实测的岩石强度数据，我们利用岩石类型以及形成的时代来讨论其对现代地表形态的影响。

图9　祁连山地区地层分布图Fig. 9　Stratigraphic distribution of the Qilianshan region.

如图8 所示，黑河流域东段主要发育古生代地层，仅在局部段出露中生代地层以及零星的更新世风积物，下游广泛发育更新世以及全新世沉积物；而在流域西段，水系上游大量出露前寒武纪地层、古生代以及中生代地层单元且大致平行于祁连山走向，下游则与东段一致，同样大量分布更新世和全新世沉积物。查阅相关地质图，发现本研究区内的古生代地层主要为寒武纪斜长花岗岩夹砂泥岩、奥陶纪二长花岗岩碎屑岩与灰岩、志留纪辉长岩，以及泥盆纪、石炭纪闪长岩；中生代地层如三叠纪、侏罗纪石英闪长岩以及白垩纪花岗岩；局部分布的前寒武纪地层主要为长城纪岩群；而更新世、全新世都是河流冲洪积物和风积物。根据所统计的研究区东、西段各支流水系分别跨越的河道岩层发现，西段河流几乎跨越了所有时代的地层单元，而东段河流上游主要流经的是古生代中酸性火山岩夹灰岩、硅质岩砂岩以及板岩等，下游主要分布第四系冲洪积物。在研究区中段相邻的马营河和摆浪河，2条河流的上游具有可视为均一条件的降水量(年降水量在300～370mm/a)以及类似的基岩条件(图7，9)，然而马营河与相邻的摆浪河却有着截然不同的地貌形态；根据面积-高程积分计算，马营河显示出明显的 “壮年期”发育特征，其HI值为0.557，而相邻的摆浪河以0.388,7的极低的HI值，表现出老年期的发育特征；同样，摆浪河的熵值高出马营河1～2倍。而在河流纵剖面上，差异隆升前后的河道高程差也同样说明了岩性条件并不是影响祁连山地区地貌发育的主要控制因素，可能与构造活动关系更加密切。

3.3构造作用

通过上述分析认为，祁连山地区降雨条件、岩性因素对本区河流地貌或区域地貌影响有限。因此，祁连山地貌因子的差异可能主要反映了该区构造活动强度的不同。宋春晖(2006)通过对比高原北部各盆地的沉积记录，发现自印度板块与欧亚大陆碰撞以来，高原北缘发生了10次具有普遍意义的重大构造隆升事件，并且这些构造活动在高原北缘范围内具有整体同步性和阶段性。然而，虽然祁连山地区的构造活动具有同步性，但并不代表各河流受到构造作用的强度是均一的。赵井东等(2001)通过对摆浪河主阶地上的砾石层与上覆黄土进行ESR测年研究，发现晚更新世以来摆浪河的平均下切侵蚀速率为0.6～0.9mm/a；Hetzel等(2002，2006)通过对祁连山西段石油河阶地进行10Be测年，得到其晚更新世以来的河流下切速率最大达到 2.2mm/a；刘栋梁等(2011)通过对河西走廊内部玉门砾岩进行古地磁测年，发现老君庙背斜(石油河流域)中玉门砾岩的沉积速率在早、中更新世超过 0.35mm/a，而在榆木山地区(摆浪河、梨园河)同时代的玉门砾岩沉积速率仅仅只有0.09～0.11mm/a。通过以上分析可知，在降水条件与基岩岩性对地貌演化影响较弱的情况下，不同区域河流的下切速率以及砾岩沉积速率的大小完全受控于区域构造活动强度的不同。方小敏等(2007)、刘栋梁等(2010)研究指出青藏高原新生代隆升变形具有 “同步异幅”的特点，且在构造隆升强度和幅度上具有西部强东部弱的特点(宋春晖，2006)。陈杰等(1996，1998)对祁连山西段酒西盆地晚第四纪阶地的研究表明，祁连山北缘大断裂晚更新世以来的垂直运动速率为1.92～2.00mm/a，其北部的老君庙背斜同时代垂直滑动速率为1.15～2.56mm/a，白杨河背斜的垂向逆冲速率为0.32～0.58mm/a，若考虑区域活动性，则祁连山西段石油河、白杨河地区的垂向隆升速率为3.39～5.14mm/a。东侧的佛洞庙-红崖子断裂晚更新世以来的垂向隆升速率为 2.1mm/a(国家地震局地质研究所等，1993)。而在榆木山地区研究得到的断裂活动性有较大差异： 国家地震局地质研究所等(1993)得到榆木山北缘断裂垂向滑动速率为 1.6mm/a，榆木山东缘断裂垂向滑动速率为 2.5mm/a；然而Hetzel等(2004)得到的榆木山东缘垂向滑动速率为0.64～0.88mm/a，我们采用最新研究成果，则榆木山北缘断裂的垂向滑动速率为 1.6mm/a，东缘垂向滑动速率为0.64～0.88mm/a。更东段的龙首山南缘断裂晚第四纪逆冲滑动速率为 0.4mm/a(国家地震局地质研究所等，1993)。即在黑河流域内由西向东各条断裂的垂向滑动速率依次为 3.39～5.14mm/a、2.1mm/a、1.6mm/a、0.64～0.88mm/a、0.4mm/a。另外，根据10a尺度的GPS观测数据反演结果得到祁连山北缘断裂由西向东挤压速率依次减小(张永志等，2003; 郝明等，2014)，由最西段旱峡-大黄沟断裂的(7.0±3.8)mm/a以及中段佛洞庙-红崖子断裂的(5.1±2.5)mm/a 一直衰减到东段民乐-永昌断裂的(1.1±2.4)mm/a(李煜航等，2015)，虽然GPS反演得到的数据与实际地质资料有所差异，但是由西向东构造强度逐渐降低的趋势确有较为明确的显示。

综上所述，无论是河流下切速率、盆地物质沉积速率还是断裂晚第四纪以来的垂向滑动速率都证实了在本研究区内西段构造活动的强度大于东段，本区晚新生代以来的隆升变形也存在 “同步异幅”特点——黑河流域盆地构造隆升变形具有同步性，且西段受到的构造作用强于东段。

4　结论

位于祁连山北部山前的黑河流域各亚流域系统在沿祁连山EW走向上地形因子有较大差异。面积-高程积分与地貌信息熵显示流域西段正处于地貌发育的壮年期且内、外营力作用非常强烈，而东段则明显弱于西段；河流纵剖面显示西段实际剖面与拟合剖面之间的高差(754m)远大于东段(219m)。通过对比分析显示岩性因素对于研究区地貌因子的影响作用有限，降雨条件对地貌因子的演化存在一定的影响，而构造活动是控制区内地貌演化的最主要因素。所以地貌因子指示了祁连山地区受到构造活动强度大小的分布，以黑河流域为例其西段受到的构造活动影响远大于东段。

艾南山. 1987. 侵蚀流域系统的信息熵 [J]. 水土保持学报，1(2): 1—7.

AI Nan-shan. 1987. Comentropy in erosional drainage-system [J]. Acta Conservationis Soli et Aquae Sinica，1(2): 1—7(in Chinese).

艾南山，岳天祥. 1988. 再论流域系统的信息熵 [J]. 水土保持学报，2(4): 1—8.

AI Nan-shan，YUE Tian-xiang. 1988. Second discussion of the comentropy of drainage-system [J]. Acta Conservationis Soli et Aquae Sinica，2(4): 1—8(in Chinese).

陈柏林，刘建民，刘建生，等. 2005. 阴洼山断裂全新世活动特征与年代学研究 [J]. 地震地质，27(2)： 243—250.

CHEN Bai-lin，LIU Jian-min，LIU Jian-sheng，etal. 2005. Study on the activity and chronology of the Yinwashan Fault during Holocene epoch [J]. Seismology and Geology，27(2): 243—250(in Chinese).

陈柏林，王春宇，宫玉良. 2008. 河西走廊盆地西段玉门断裂晚新生代的活动特征 [J]. 地质通报，27(10): 1709—1719.

CHEN Bai-lin，WANG Chun-yu，GONG Yu-liang. 2008. Late Cenozoic activity of the Yumen Fault in the western segment of the Hexi Corridor，NW China [J]. Geological Bulletin of China，27(10): 1709—1719(in Chinese).

陈柏林，王春宇，刘建民，等. 2006. 新民堡断裂新构造活动特征 [J]. 地球学报，27(6)： 515—524.

CHEN Bai-lin，WANG Chun-yu，LIU Jian-min，etal. 2006. The activity of the Xinminbu Fault from the Late Pleistocene to Holocene [J]. Acta Geoscientica Sinica，27(6): 515—524(in Chinese).

陈杰，卢演俦，丁国瑜. 1996. 祁连山西段及酒西盆地区第四纪构造运动的阶段划分 [J]. 第四纪研究，3: 263—270.

CHEN Jie，LU Yan-chou，DING Guo-yu. 1996. Stages of Quaternary tectonic movement in west Qilianshan Mountain and Jiuxi Basin [J]. Quaternary Science，3: 263—270(in Chinese).

陈杰，卢演俦，丁国瑜. 1998. 祁连山西段酒西盆地阶地构造变形的研究 [J]. 西北地震学报，20(1): 28—34.

CHEN Jie，LU Yan-chou，DING Guo-yu. 1998. The latest Quaternary tectonic deformation of terraces of Jiuxi Basin in west Qilainshan Mountains [J]. Northwestern Seismological Journal，20(1): 28—34(in Chinese).

陈涛，张会平，王伟涛. 2014. 海原断裂带中东段地貌差异及其成因探讨 [J]. 地震地质，36(2): 449— 461. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2014.02.014.

CHEN Tao，ZHANG Hui-ping，WANG Wei-tao. 2014. Topographic variation along the middle-east segment of Haiyuan fault zone and its implications [J]. Seismology and Geology，36(2); 449— 461(in Chinese).

方小敏，宋春晖，戴霜. 2007. 青藏高原东北部阶段性变形隆升： 西宁、贵德盆地高精度磁性地层和盆地演化记录 [J]. 地学前缘，14(1): 230—242.

FANG Xiao-min，SONG Chun-hui，DAI Shuang，etal. 2007. Cenozoic deformation and uplift of the NE Qinghai-Tibet Plateau: Evidence from high-resolution magnetostratigraphy and basin evolution [J]. Earth Science Frontiers，14(1): 230—242(in Chinese).

国家地震局地质研究所，国家地震局兰州地震研究所. 1993. 祁连山—河西走廊活动断裂系 [M]. 北京: 地震出版社.

Institute of Geology，State Seismological Bureau and Lanzhou Institute of Seismology of State Seismological Bureau. 1993. The Qilian Mountains-Hexi Corridor Active Fault System [M]. Seismological Press，Beijing(in Chinese).

郝明，秦珊兰，李煜航，等. 2014. 青藏高原东北缘近期地壳水平运动研究 [J]. 大地测量与地球动力学，34(3): 99—103.

HAO Ming，QIN Shan-lan，LI Yu-hang，etal. 2014. Recent horizontal velocity field of northeastern Tibetan plateau [J]. Journal of Geodesy and Geodynamics，34(3): 99—103(in Chinese).

何文贵，袁道阳，王爱国，等. 2010. 嘉峪关断层中段的新活动特征 [J]. 中国地震，26(3): 296—303.

HE Wen-gui，YUAN Dao-yang，WANG Ai-guo，etal. 2010. The recent active characteristics of the middle segment of Jiayugan Fault [J]. Earthquake Research in China，26(3): 296—303(in Chinese).

胡小飞. 潘保田，Kirby E，等. 2010. 河道陡峭系数所反映的祁连山北翼抬升速率的东西差异 [J]. 科学通报，55(23): 2329—2338.

HU Xiao-fei，PAN Bao-tian，Kirby E，etal. 2010. Spatial differences in rock uplift rates inferred from channel steepness indices along the northern flank of the Qilian Mountain，northeast Tibetan plateau [J]. Chinese Science Bulletin，55(23): 2329—2338(in Chinese).

李炳元，潘保田，高山红. 2002. 可可西里东部地区的夷平面与火山年代 [J]. 第四纪研究，22(5): 397— 405.

LI Bing-yuan，PAN Bao-tian，GAO Shan-hong. 2002. A planation surface and ages of volcanic rocks in eastern Hohxil，Qinghai-Xizang Plateau [J]. Quaternary Sciences，22(5): 397— 405(in Chinese).

李德文，崔之久. 2004. 岩溶夷平面演化与青藏高原隆升 [J]. 第四纪研究，24(1): 58— 66.

LI De-wen，CUI Zhi-jiu. 2004. Karst planation surface and the Qinghai-Xizang plateau uplift [J]. Quaternary Sciences，24(1): 58— 66(in Chinese).

李海兵，杨经绥，许志琴，等. 2006. 阿尔金断裂带对青藏高原北部生长、隆升的制约 [J]. 地学前缘，13(4): 59—75.

LI Hai-bing，YANG Jing-sui，XU Zhi-qin，etal. 2006. The constraint of the Altyn Tagh Fault system to the growth and rise of the northern Tibetan plateau [J]. Earth Science Frontiers，13(4): 59—75(in Chinese).

李吉均，文世宣，张青松，等. 1979. 青藏高原隆升的时代、幅度和形式的探讨 [J]. 中国科学(D辑)，6: 608— 616.

LI Ji-jun，WEN Shi-xuan，ZHANG Qing-song，etal. 1979. Discussion on age，amplitude and form of the uplifting of the Qinghai-Xizang Plateau [J]. Science in China(Ser D)，6: 608— 616(in Chinese).

李吉均，方小敏，马海州，等. 1996. 晚新生代黄河上游地貌演化与青藏高原隆起 [J]. 中国科学(D辑)，26(4): 316—322.

LI Ji-jun，FANG Xiao-min，MA Hai-zhou，etal. 1996. Geomorphological and environmental evolution in the upper reaches of the Yellow River during the late Cenozoic [J]. Science in China(Ser D)，26(4): 316—322(in Chinese).

李吉均，方小敏，潘保田，等. 2001. 新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响 [J]. 第四纪研究，21(5): 381—391.

LI Ji-jun，FANG Xiao-min，PAN Bao-tian，etal. 2001. Late Cenozoic intensive uplift of Qinghai-Xizang plateau and impacts on environments in surrounding area [J]. Quaternary Sciences，21(5): 381—391(in Chinese).

李廷栋. 1995. 青藏高原隆升过程和机制 [J]. 地球学报，1: 1—9.

LI Ting-dong. 1995. The uplifting process and mechanism of the Qinghai-Tibet plateau [J]. Acta Geoscientia Sinica，1: 1—9(in Chinese).

李煜航，崔笃信，郝明. 2015. 利用GPS数据反演青藏高原东北缘主要活动断裂滑动速率 [J]. 地球科学： 中国地质大学学报，40(10): 1767—1780.

LI Yu-hang，CUI Du-xin，HAO Ming. 2015. GPS-constrained inversion of slip rate on major active faults in the northeastern margin of Tibet plateau [J]. Earth Science-Journal of China University of Geosciences，1767—1780(in Chinese).

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): 1—11. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2014.01.

LIANG Ming-jian，ZHOU Rong-jun，YAN Liang，etal. 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): 1—11(in Chinese).

刘栋梁，宋春晖，方小敏. 2010. 榆木山地区玉门砾岩磁性地层及其对青藏高原东北部变形隆升意义 [J]. 地质学报，86(6): 898—904.

LIU Dong-liang，SONG Chun-hui，FANG Xiao-min. 2010. Magneteostratigraphy of Yumen conglomerate in the Yumushan region and its implication for deformation and uplift of the NE Tibetan plateau [J]. Acta Geologica Sinica，86(6): 898—904(in Chinese).

刘栋梁，宋春晖，颜茂都，等. 2011. 初探玉门砾岩沉积速率时空变化对气候-构造相互作用的意义 [J]. 大地构造与成矿学，35(1): 56— 63.

LIU Dong-liang，SONG Chun-hui，YAN Mao-du，etal. 2011. Preliminary study on the temporal and spatial variations of sedimentation rates of the Yumen conglomerate and its implications for climate-tectonics interaction [J]. Geotectonica et Metalbgenia，35(1): 56— 63(in Chinese).

刘东生，郑绵平，郭正堂. 1998. 亚洲季风系统的起源和发展及其与两极冰盖和区域构造运动的时代耦合性 [J]. 第四纪研究，3: 194—203.

LIU Dong-sheng，ZHENG Mian-ping，GUO Zheng-tang. 1998. Initiation and evolution of the Asian monsoon system timely coupled with the ice-sheet growth and the tectonic movements in Asia [J]. Quaternary Sciences，3: 194—203(in Chinese).

刘静，丁林，曾令森，等. 2006. 青藏高原典型地区的地貌量化分析： 兼对高原 “夷平面”的讨论 [J]. 地学前缘，13(5)： 285—299.

LIU Jing，DING Lin，ZENG Ling-sen，etal. 2006. Large-scale terrain analysis of selected region of the Tibetan plateau: Discussion on the origin of plateau planation surface [J]. Earth Science Frontiers，13(5): 285—299(in Chinese).

刘少峰，张国伟. 2005. 盆山关系研究的基本思路、内容和方法 [J]. 地学前缘，12(3): 101—111.

LIU Shao-feng，ZHANG Guo-wei. 2005. Fundamental ideas，contents and methods in study of basin and mountain relationships [J]. Earth Science Frontiers，12(3): 101—111(in Chinese).

刘兴旺，袁道阳，郑文俊，等. 2012. 祁连山北缘佛洞庙-红崖子断裂晚第四纪滑动速率研究 [J]. 地质科学，47(1): 51— 61.

LIU Xing-wang，YUAN Dao-yang，ZHENG Wen-jun，etal. 2012. Research on Late Quaternary slip rates of the Fodongmiao Hongyazi Fault at the north margin of Qilianshan Mountains [J]. Chinese Journal of Geology，47(1): 51— 61(in Chinese).

罗浩，何文贵，王定伟，等. 2013. 祁连山昌马断裂晚更新世滑动速率 [J]. 地震地质，35(4): 765—775. doi: 10.3969/j，issn.0253-4967.2013.04.007.

LUO Hao，HE Wen-gui，WANG Ding-wei，etal. 2013. Study on the slip rate of Changma Fault in Qilian Mountains since Late Pleistoence [J]. Seismology and Geology，35(4): 765—775(in Chinese).

马玉贞，李吉均，方小敏. 1998. 临夏地区30.6～5.0Ma红层孢粉植物群与气候演化记录 [J]. 科学通报，43(3): 301—304.

MA Yu-zhen，LI Ji-jun，FANG Xiao-min. 1998. Red layer palynoflora and evolution of climate records during 30.6～5.0Ma in Linxia region [J]. Chinese Science Bulletin，43(3): 301—304(in Chinese).

潘保田，李吉均，李炳元. 2000. 青藏高原地面抬升证据讨论 [J]. 兰州大学学报(自然科学版)，36(3)： 100—111.

PAN Bao-tian，LI Ji-jun，LI Bing-yuan. 2000. Evidence surface uplift of the Qinghai-Tibet Plateau [J]. Journal of Lanzhou University(Natural Science Edition)，36(3): 100—111(in Chinese).

潘保田，高山红，李吉均. 2002. 关于夷平面的科学问题： 兼论青藏高原夷平面. 地理科学，22(5): 520—526.

PAN Bao-tian，GAO Shan-hong，LI Ji-jun. 2002. On problems of planation surface-A discussion on the planation surface in Qinghai-Xizang plateau [J]. Scientia Geographica Sinica，22(5): 520—536(in Chinese).

宋春晖. 2006. 青藏高原北缘新生代沉积演化与高原构造隆升过程 [D]. 兰州: 兰州大学.

SONG Chun-hui. 2006. Tectonic uplift and Cenozoic sedimentary evolution in the northern margin of the Tibetan plateau [D]. Lanzhou University，Lanzhou(in Chinese).

孙然好. 2005. 祁连山北部地区侵蚀速率与地貌演化研究 [D]. 兰州： 兰州大学.

SUN Ran-hao. 2005. Research on the erosion rate and geomorphic evolution of Qilainshan Mountain [D]. Lanzhou University，Lanzhou(in Chinese).

王一舟，张会平，俞晶星，等. 2013. 祁连山洪水坝河流域地貌特征及其构造指示意义 [J]. 第四纪研究，33(4): 737—743.

WANG Yi-zhou，ZHANG Hui-ping，YU Jing-xing，etal. 2013. Geomorphic features of the Hongshuiba River drainage basin in Qilianshan Mountains and its insight into tectonic implication [J]. Quaternary Sciences，33(4): 737—743(in Chinese).

许志琴，曾令森，杨经绥，等. 2004. 走滑断裂、“挤压性盆-山构造”与油漆资源关系的探讨 [J]. 地球科学： 中国地质大学学报，29(6): 631— 643.

XU Zhi-qin，ZENG Ling-sen，YANG Jing-sui，etal. 2004. Role of large-scale strike-slip faults in the formation of petroleum-bearing compressional basin-mountain range systems [J]. Earth Science： Journal of China University of Geosciences，29(6): 631— 643(in Chinese).

许志琴，杨经绥，李海兵，等. 2011. 印度-亚洲碰撞大地构造 [J]. 地质学报，85(1): 1—25.

XU Zhi-qin，YANG Jing-sui，LI Hai-bing，etal. 2011. On the tectonics of the India-Asia collision [J]. Acta Geologica Sinica，85(1): 1—25(in Chinese).

闫业庆，胡雅杰. 2011. 甘肃省降水量时空分布特征浅析 [J]. 甘肃科技，27(1): 63— 66.

YAN Qing-ye，HU Ya-jie. 2011. Analysis on temporal and spatial distribution characteristic of rainfall in Gansu Province [J]. Gansu Science and Technology，27(1): 63— 66(in Chinese).

严钦尚，曾昭璇. 2013. 地貌学 [M]. 北京: 高等教育出版社.

YAN Qin-shang，ZENG Zhao-xuan. 2013. Geomorphology [M]. Higher Education Press，Beijing(in Chinese).

杨景春，李有利. 2013. 地貌学原理 [M]. 北京: 北京大学出版社.

YANG Jing-chun，LI You-li. 2013. Principle of Geomorphology [M]. Peking University Press，Beijing(in Chinese).

尹安. 2001. 喜马拉雅-青藏高原造山带地质演化：显生宙亚洲大陆生长 [J]. 地球学报，22(3): 194—222.

YIN An. 2001. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen in the context of Phanerozoic continental growth of Asia [J]. Acta Geoscientia Sinica，22(3): 194—222(in Chinese).

袁道阳，张培震，刘百篪，等. 2004. 青藏高原东北缘晚第四纪活动构造的几何图像与构造转换 [J]. 地质学报，78(2): 270—276.

YUAN Dao-yang，ZHANG Pei-zhen，LIU Bai-chi，etal. 2004. Geometrical imagery and tectonic transformation of late Quaternary active tectonics in northeastern margin of Qinghai-Xizang plateau [J]. Acta Geologica Sinica，78(2): 270—276(in Chinese).

袁四化，刘永江，葛肖红. 2008. 青藏高原北缘的隆升时期： 来自阿尔金山和柴达木盆地的证据[J]. 岩石矿物学杂志，27(5): 413— 421.

YUAN Si-hua，LI Yong-jiang，GE Xiao-hong，etal. 2008. Uplift period of the northern margin of the Qinghai-Tibet plateau: Evidences from the Altyn Mountains and Qaidam Basin [J]. Acta Petrolgica et Minerlogica，27(5): 413— 421(in Chinese).

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—133.

ZHANG Hui-ping，YANG Nong，ZHANG Yue-qiao，etal. 2006. Geomorphology of the Minjiang drainage system(Sichuan，China)and its structural implications [J]. Quaternary Sciences，26(1): 126—133(in Chinese).

张会平，张培震，郑德文，等. 2012. 祁连山构造地貌特征: 青藏高原东北缘晚新生代构造变形和地貌演化过程的启示 [J]. 第四纪研究，32(5): 907—920.

ZHANG Hui-ping，ZHANG Pei-zhen，ZHENG De-wen，etal. 2012. Tectonic geomorphology of the Qilian Shan: Insights into the late Cenozoic landscape evolution and deformation in the northeastern Tibetan plateau [J]. Quaternary Sciences，32(5): 907—917(in Chinese).

张培震，郑德文，尹功明，等. 2006. 有关青藏高原东北缘晚新生代扩展与隆升的讨论 [J]. 第四纪研究，26(1): 5—11.

ZHANG Pei-zhen，ZHENG De-wen，YIN Gong-ming，etal. 2006. Discussion on late Cenozoic growth and rise of northeastern margin of the Tibetan plateau [J]. Quaternary Sciences，26(1): 5—11(in Chinese).

张韵娴. 2003. 台湾地区流域面积-高程积分值之研究 [D]. 高雄: 国立高雄师范大学.

CHANG Yun-xian. 2003. The hypsometric analysis of Taiwan and its tectonic implication [D]. National Kaohsiung Normal University，Kaohsiung(in Chinese).

张永志，胡斌，陈宏宾. 2003. 应用GPS 观测青藏高原东北缘应力场变化 [J]. 长安大学学报(地球科学版)，25(4): 80—84.

ZHANG Yong-zhi，HU Bin，CHEN Hong-bin. 2003. Variation of stress computed from GPS measurement in northeastern margin of Qinghai-Tibet plateau，China [J]. Journal of Chang′an University(Earth Science Edition)，25(4): 80—84(in Chinese).

赵洪壮，李有利，杨景春. 2010. 北天山流域河长坡降指标与Hack剖面的新构造意义 [J]. 北京大学学报(自然科学版)，46(2): 237—244.

ZHAO Hong-zhuang，LI You-li，YANG Jing-chun. 2010. Implication of active structure along the northern Tianshan by stream length-gradient index and Hack profile [J]. Acta Scientiarum Naturalium Uiversitatis Pekinensis，46(2): 237—244(in Chinese).

赵井东，周尚哲，崔建新，等. 2001. 摆浪河流域的ESR年代学与祁连山第四纪冰期新认识 [J]. 山地学报，19(6): 481— 488.

ZHAO Jing-dong，ZHOU Shang-zhe，CUI Jian-xin，etal. 2001. ESR chronology of Bailanghe valley and new understanding of Qilianshan Mountain’s Quaternary glaciation [J]. Journal of Mountain Science，19(6): 481— 488(in Chinese).

郑荣章，徐锡伟，王峰，等. 2005. 阿尔金构造系晚更新世中晚期以来的逆冲活动 [J]. 地震地质，27(3): 361—373.

ZHENG Rong-zhang，XU Xi-wei，WANG Feng，etal. 2005. The thrust activity of the Altyn fault zone since the middle and late Pleistocene [J]. Seismology and Geology，27(3): 361—373(in Chinese).

郑文俊，张培震，袁道阳，等. 2009. GPS观测及断裂晚第四纪滑动速率所反映的青藏高原北部变形 [J]. 地球物理学报，52(10): 2491—2508. doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.10.008.

ZHENG Wen-jun，ZHANG Pei-zhen，YUAN Dao-yang，etal. 2009. Deformation on the northern of the Tibetan plateau from GPS measurement and geologic rates of late Quaternary along the major fault [J]. Chinese Journal of Geophysics，52(10): 2491—2508(in Chinese).

Burbank D W，Leland J，Fielding E，etal. 1996. Bedrock incision，rock uplift and threshold hillslopes in the northwestern Himalayas [J]. Nature，379(8): 505—510.

Champagnac J D，Yuan Dao-yang，Ge Wei-peng，etal. 2010. Slip rate at the northeastern front of the Qilian Shan，China [J]. Terra Nova，22，180—187.

Clark M K，Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow [J]. Geology，28(8): 703—706.

Fang Xiao-min，Yan Mao-du，Rob V V，etal. 2005. Late Cenozoic deformation and uplift of the NE Tibetan plateau: Evidence from high-resolution magnetostratigraphy of the Guide Basin，Qinghai Province，China [J]. The Geological Society of America Bulletin，117(9): 1208—1225.

Fielding E，Isacks B，Barazangi M，etal. 1994. How flat is Tibet? [J]. Geology，22: 163—167.

Geogre A D，Marshallsea S J，Wyrwoll K H，etal. 2001. Miocene cooling in the northern Qilianshan，northeastern margin of the Tibetan plateau，revealed by apatite fission-track and vitrinite reflectance analysis [J]. Geology，29: 939—942.

Harrison T，Copeland P，Kidd W S，etal. 1992. Raising Tibet [J]. Science，255: 1663—1670.

Hetzel R. 2013. Active faulting，mountain growth，and erosion at the margins of the Tibetan plateau constrained by in situ-produced cosmogenic nuclides [J]. Tectonophysics，582，1—24.

Hetzel R，Niedermann S，Tao M X，etal. 2002. Low slip rates and long-term preservation of geomorphic features in Central Asia [J]. Nature，417: 428— 431.

Hetzel R，Niedermann S，Tao M X，etal. 2006. Climatic versus tectonic control on river incision at the margin of NE Tibet: 10Be exposure dating of river terraces at the mountain front of the Qilian Shan [J]. Journal of Geophysical Research，111. F03012. doi: 10.1029/2005JF000352.

Hetzel R，Tao M X，Sokes S，etal. 2004. Late Pleistocene/Holocene slip rate of the Zhangye thrust(Qilain Shan，China)and implications for the active growth of the northeastern Tibetan plateau [J]. Tectonics，23，TC6006. doi: 10.1029/2004TC001653.

Hijmans R J，Cameron S E，Parra J L，etal. 2005. Very high resolution interpolated climate surfaces for global land areas [J]. International Journal of Climatology，25(15): 1965—1978.

Kirby E，Whipple K X，TANG Wenqing，etal. 2003. Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan plateau: Inference from bedrock channel longitudinal profiles [J]. Journal of Geophysical Research，108(B4): 2217.

Pan Bao-tian，Hu Xiao-fei，Gao Hong-shan，etal. 2013. Late Quaternary river incision rates and rock uplift pattern of the eastern Qilian Shan Mountain，China [J]. Geomorphology，184: 84—97.

Radoane M，Radoane N，Dumitriu D. 2003. Geomorphological evolution of longitudinal river profiles in the Carpathians [J]. Geomorphology，50(4): 311—315.

Scheidegger A E. 1979. The principle of antagonism in the earth’s evolution [J]. Tectonophysics，55: 7—10.

Strahler A N. 1952. Hypsometric(area-altitude)analysis of erosional topography [J]. Bulletin of the Geological Society of America，63: 1117—1142.

Tapponnier P，XU Zhi-qin，Roger F，etal. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau [J]. Science，294: 1671—1677.

Walcek A A，Hoke G D. 2012. Surface uplift and erosion of the southernmost Argentine Precordillera [J]. Geomorphology，153-154(6): 156—168.

Wang Y Z，Zhang H P，Zheng D W，etal. 2014. Controls on decadal erosion rates in Qilian Shan: Re-evaluation and new insights into landscape evolution in northeast Tibet [J]. Geomorphology，223: 117—128.

Yin A，Harrison T M. 2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen [J]. Annual Review of Earth Planet，28: 211—280.

YU J X，Zheng W J，Kirby E，etal. 2016. Kinematics of late Quaternary slip along the Yabrai Fault: Implications for Cenozoic tectonics across the Gobi Alashan block，China [J]. Lithosphere. doi: 10.1130/L509.1.

Yuan D Y，Champagnac J D，GE W P，etal. 2011. Late Quaternary right-lateral slip rates of faults adjacent to the lake Qinghai，northeastern margin of the Tibetan plateau [J]. GSA Bulletin，123(9/10): 2016—2030.

Yuan D Y，Ge W P，Chen Z W，etal. 2013. The growth of northeastern Tibet and its relevance to large-scale continental geodynamics: A review of recent studies [J]. Tectonics: 32，1358—1370. doi: 10.1002/tect.20081.

Zhang H P，Zhang P Z，Zheng D W，etal. 2014. Transforming the Miocene Altyn Tagh fault slip into shortening of the northeastern Qilian Shan: Insights from the drainage basin geometry [J]. Terra Nova，26(3): 216—221.

Zhang P Z，Monar P，Downs W R. 2001. Increased sedimentation rates and grain sizes 2-4 Myr ago due to the influence of climate change on erosion rates [J]. Nature，410: 891—897.

Zhang P Z，Shen Z K，Wang M，etal. 2004. Continuous deformation of the Tibetan plateau from global positioning system data [J]. Geology，32(9): 809—812.

Zheng W J，Zhang P Z，He W G，etal. 2012. Transformation of displacement between strike-slip and crustal shortening in the northern margin of the Tibetan plateau: Evidence from decadal GPS measurements and late Quaternary slip rates on faults [J]. Tectonophysics，584，267—280.

Zheng W J，Zhang P Z，Ge W P，etal. 2013a. Late Quaternary slip rate of the South Heli Shan Fault(northern Hexi Corridor，NW China)and its implications for northeastward growth of the Tibetan plateau [J]. Tectonics，32: 271—293. doi: 10.1002/tect.20022.

Zheng W J，Zhang H P，Zhang P Z，etal. 2013b. Late Quaternary slip rates of the thrust faults in western Hexi Corridor(Northern Qilian Shan，China)and their implications for northeastward growth of the Tibetan plateau [J]. Geosphere，9(2): 342—354.

Zheng D W，Clark M K，Zhang P Z,etal. 2010. Erosion，fault initiation and topographic growth of the North Qilian Shan(northern Tibetan plateau)[J]. Geosphere，6(6): 937—941.

GEOMORPHIC FEATURES OF THE HEIHE RIVER DRAINAGE BASIN IN WESTERN QILIAN SHAN-HEXI CORRIDOR AND ITS TECTONIC IMPLICATIONS

SU Qi1)YUAN Dao-yang1，2)XIE Hong1，2)

1)LanzhouInstituteofSeismology，ChinaEarthquakeAdministration，Lanzhou730000，China2)LanzhouNationalObservatoryofGeophysics，Lanzhou730000，China

Using quantitative geomorphic factors for regional active tectonic evolution is becoming more and more popular. Qilian Mountains-Hexi Corridor which locates in the northern edge of Qinghai-Tibet plateau is the most leading edge of the plateau’s northward extension. The uplift rate of all segments and the intensity of influence from tectonic activity are the important evidences to understand the uplift and extension of the plateau. Heihe River Basin is located at the northern piedmont of the western segment of Qilian Mountains，the development of the rivers is influenced by the tectonic activity of the Qilian Mountains，and the unique river morphology is important carriers of the regional tectonic uplift.

the western region of the Qilian Mountains，DEM，Heihe drainage，geomorphology，tectonic activity

10.3969/j.issn.0253- 4967.2016.03.005

2015-06-02收稿，2016-06-28改回。

中国地震局地震行业科研专项(201308012)与国家自然科学基金(41030317)共同资助。

袁道阳，男，研究员，电话： 0931-8276712，E-mail: daoyangy@163.com。

P931.2

A

0253-4967(2016)03-0560-22

苏琦，男，1990年生，2015年在中国地震局兰州地震研究所获构造地质学专业硕士学位，研究方向为活动构造与构造地貌，电话： 18810715875，E-mail: xbdsq11@163.com。

Geomorphologic indexes such as hypsometric integral，geomorphologic comentropy and river longitudinal profiles were extracted by GIS tools with free access to the Shuttle Radar Topography Mission(SRTM)DEMs，and according to the different expression of the geomorphological indexes in the Heihe River Basin，we divided the drainage basin into two parts and further compared them to each other.

Recent studies reveal that obvious differences exist in the landscape factors(hypsometric integral，geomorphology entropy and river profiles)in the east and west part of the Heihe Basin. The structural intensity of the west part is stronger than that of the east，for example，in areas above the main planation surface on the western part，the average HI value is 0.337,8，and on the eastern part the HI value is 0.355. Accordingly，areas under the main planation surface are just on the contrary，indicating different structural strength on both sides. Similar phenomenon exists in the whole drainage basins. Furthermore，by comparing the fitting river profiles with the real river profiles，differential uplift is derived，which indicates a difference between west and east(with 754m on the western part and 219m on the east). Comprehensive comparison and analysis show that the lithologic factors and precipitation conditions are less influencing on the geomorphic factors of the study area，and the tectonic activities，indicated by field investigation and GPS inversion，are the most important element for geomorphic evolution and development. The variation of the geomorphologic indexes indicates different tectonic strength derived from regional structures of the Qilian Shan.