基于ASTER-DEM的雅鲁藏布江下游差异抬升分析*

辛聪聪 王运生 洪 艳 申 通 韩立明 赵 逊

(①地质灾害与环境保护国家重点实验室(成都理工大学) 成都 610059)(②成都理工大学地球科学学院 成都 610059)

0 引 言

雅鲁藏布江大致沿印度和欧亚板块之间的缝合带发育，在东构造结形成著名的大拐弯。新生代以来印度板块与欧亚板块的碰撞挤压，致使青藏高原与喜马拉雅山脉不断地隆升，构造活动较为频繁(Beaumont et al.，2001)。而雅鲁藏布江大拐弯则位于青藏高原的东南缘，印度板块与欧亚板块俯冲的最前沿，此处因挤压隆升强烈断裂发育而成为研究的热点(Beaumont et al.，2004; 雷永良等， 2008; 李吉均， 2013; 康文君等， 2016)。

对于此处构造的差异隆升前人依据不同的测年手段，得出不同的结果进行分析研究(丁林等， 1995; 孙东霞等， 2009; Enkelmann et al.， 2011; Zeitlcer et al.，2014)。在使用年代学方法研究时，由于对样品的采集和后期处理中会受到种种因素的影响，进而不能扩展到全区域，采用地貌流域参数方法可以很好地弥补这一不足。其中面积-高程积分指数(Hypsometry Index，简称HI)，是常用的地貌参数之一，此方法是由美国地貌学家Strahler A N提出的一种基于数字高程模型来获取流域演化特征及其构造活动响应指标的方法，计算方式主要有起伏法、积分曲线法及体积比法，并可进行流域地貌进行划分(Strahler et al.，1952； 张敬春等， 2011； 陈麒光等， 2014)，由于流域地貌特征对新构造运动、气候以及岩性的差异具有极其敏感的响应特征(梁朋， 2015)。近来人们利用HI方法进行区域构造隆升研究，并得到一定成果，赵研等(2017)对帕隆藏布地区的差异构造隆升的研究发现HI值的空间分布能够反映出研究区的差异隆升，同时，研究区内流域演化、地震活动以及地表沉积、侵蚀之间紧密关联； 常直杨等(2015)比较面积高程积分的计算方法对流域隆升的影响，发现3种计算方法中，起伏法计算较为便捷，积分曲线法及体积比例法适用于少流域； 张洁等(2016)利用面积-高程积分研究福建沿海地区流域盆地的构造特征，得出HI值从沿海向内陆呈条带状逐渐递减，在区域内NW向主要断裂带的活动特征和小震活动分布特征具有较好的一致性。对雅鲁藏布江大拐弯流域的构造运动的研究主要利用测年、地质分析以及现场实际调查进行，少有利用遥感分析方法进行研究。

本文主要利用ASTER-30im数字高程模型数据(DEM)，以流域单元地貌为研究对象，基于ArcGIS平台进行面积-高程积分指数的提取，用以分析雅鲁藏布江中下游地区流域所处的东构造结的差异隆升。研究区域范围主要是雅鲁藏布江主干流的中下游，朗县至墨脱，支流范围涉及帕隆藏布、易贡藏布、彼得藏布及尼洋河，经度范围由左下至右上为E93.00°，N28.83°-E96.50°，N30.50°。

1 区域地质地貌概况

研究区位于喜马拉雅东构造结(图 1)，这一区域主要由3大块地质单元组成，外部为念青唐古拉群、冈底斯岛弧带，内部则为特提斯喜马拉雅带，以及在两侧之间的雅鲁藏布江缝合带(王猛等， 2008； 康文君等， 2016)。由于该地区处于印度板块向欧亚板块俯冲的前沿，构造运动强烈(雷永良等， 2008)，周边发育有怒江断裂带、嘉黎断裂带、墨脱断裂带、米林—东久断裂带、里龙断裂、雅鲁藏布江断裂带。在此基础上，研究区可分为5个构造断块(宋健等， 2011)。

念青唐古拉断隆(Ⅰ1)北以班公错—怒江断裂带为界，南界为嘉黎断裂带。区内地势北高南低，高峰顶位于西北部，海拔为6000im左右。区内断裂走向为近东西—北西西向。北西西向的块体边界断裂晚第四纪以来具有强烈的逆走滑活动(宋健等， 2011)，是强震发生的构造部位，在晚第四纪仍有较为明显的活动，周边地块抬升速率为2.43imm·a-1(李光涛， 2008)； 察隅断隆(Ⅰ2)北以嘉黎断裂带东南段为界，南为阿帕龙断裂带，西为墨脱断裂带，总体地势北高南低，向南倾斜。区内以北西向断裂为主，嘉黎断裂(任金卫等， 2000)与墨脱断裂(王辉等， 2006； 谢超等， 2016)多具走滑逆冲性质，属于全新世活动断裂，块体内部差异活动较弱； 拉萨断隆(Ⅰ3)主要由嘉黎断裂与雅鲁藏布江断裂(宋健等， 2011)控制，地势北高南低，向南倾斜，断隆处于近南北向挤压应力环境，近东西向断裂发育，为逆冲或逆走滑性质，块体内部差异活动较弱； 加拉白垒断隆(Ⅰ4)与南迦巴瓦断隆(Ⅰ5)位于南迦巴瓦—高喜马拉雅断隆以东，被雅鲁藏布江与米林—东久断裂所包围，区域内总体地势北高南低，同时区内发育海拔4500im左右的Ⅲ级夷平面，断裂构造主要为北东向，晚第四纪以来具有强烈的左旋逆冲活动，两断块之间发育有一条丹娘—直白韧性拆离断裂，此断裂向NW倾斜，为一逆冲断裂。

研究区在雅鲁藏布江中下游流域，由朗县至墨脱，面积为3.6×104ikm2，包含有帕隆藏布、易贡藏布、尼洋河以及金珠藏布等一级支流，其中帕隆藏布与易贡藏布上游分别以玉普乡宗坝村和易贡乡为起点，在通麦汇流后进入雅鲁藏布江，尼洋河在区内由百巴镇则巴村至雅鲁藏布江交汇口，金珠藏布整条流域处于研究区内。区内主要以高山、深谷级盆地相间，最为明显的地貌类型为极高山-高山山地地貌，平均海拔为5000～6000im范围内，个别在7000im，其中6000im以上的海拔地区往往发育有现代冰川。研究区范围内的河流就镶嵌在这些高山形成的深谷地貌之中，河谷地貌形态受到地质构造和岩性的控制而有明显的差异，河流整体海拔为384～4876im。根据高程确定大拐弯流域地貌类型(图 1)，朗县至加拉段内，海拔在4500～5500im范围内属于三级夷平面(刘静， 2006)， 3500～4500im范围内属于一级谷肩， 3000～3800im范围属于二级谷肩； 加拉下游段内， 2500～3800im范围属于三级夷平面， 2000～2600im范围属于一级谷肩。

2 流域单元划分及技术方法

2.1 流域单元划分

在进行流域单元划分时(图 2)，首先利用ArcGIS软件中的填洼(Fill)、流向(Flow Direction)和流量(Flow Accumulation)等功能依次对精度为30im的DEM数据进行计算，将最后生成的流量进行栅格计算得到水系网络，其中计算阈值设置为12i000即可满足要求。在提取河网之后，将其矢量化，为使河流更趋于合理，结合遥感影像，将不符合实际的河网水系进行平滑处理及调整。

利用ArcGIS平台，将提取的水系网络通过Stream Link工具转化为互相独立的个体，低级河段汇入高级河段的交汇点即为汇水点，将此点定义为泻水点，根据泻水点就可以提取出这一流域单元。本文在对流域单元提取后，得到子流域单元244个，河流等级共有6级，由于研究区域较大，为保证准确性，并未对流域单元进行合并，将研究区以1级流域单元作为研究对象，对单个的流域单元进行面积-高程积分计算。

图 1 研究区构造及地貌分布图Fig. 1 Study area tectonics and geomorphology mapF. 直白—丹娘断裂； F1. 怒江断裂， F2. 嘉黎断裂， F3. 墨脱断裂， F4. 米林—东久断裂， F5. 里龙断裂， F6. 雅鲁藏布江断裂； Ⅰ1. 念青唐古拉断垄， Ⅰ2. 察隅断裂， Ⅰ3. 拉萨断垄， Ⅰ4. 加拉白垒断隆， Ⅰ5. 南 迦巴瓦断垄， Ⅰ. 缝合带

图 2 研究区水系网络及流域单元Fig. 2 Study area water system network and catchment unit

图 3 研究区HI值分布Fig. 3 HI value distribution in the study area

图 4 HI插值分布图Fig. 4 HI interpolation distribution

图 5 剖面线CD、FE上HI值、构造及岩性投影分布图Fig. 5 HI， structure and lithology projection map in the profile line CD and FEF1. 怒江断裂， F2. 嘉黎断裂， F3. 墨脱—阿尼桥断裂， F4. 米林—东久断裂， F6. 雅鲁藏布江断裂， F. 丹娘—直白韧性拆离断裂； Ⅰ1. 念青唐古拉山断隆， Ⅰ2. 察隅断隆， Ⅰ3. 拉萨断隆， Ⅰ4. 加拉白垒断隆， Ⅰ5. 南迦巴瓦断隆， Ⅰ. 雅鲁藏布江缝合带； 1. 念青唐古拉群， 2. 底斯岛弧， 3. 雅鲁藏布江缝合带， 4.直白岩组， 5. 比鲁岩组， 6. 多雄拉混合岩

2.2 面积-高程积分值计算

本文是以ArcGIS为技术平台，面积-高程积分为技术手段，前文已简单介绍ArcGIS在研究中的使用。面积-高程积分主要包括两个方面，一是面积-高程积分值，二是积-高程积分曲线。根据Davis地貌循环理论，面积-高程积分曲线分别对应着演化的幼年期(HI>0.60)、中年期(0.350.60)、隆升缓慢期(0.51

流域划分上达到244个，计算量较大，为使快速而准确地计算出各个流域单元的HI值，本文采用了Pike和Wilson提出的高程起伏比法(E)(常直杨等， 2015)，这一方法计算的结果近似的等于面积-高程积分值(HI)，公式如下：

(1)

式中，Hmean、Hmax、Hmin分别为研究范围内平均高程、最大高程、最小高程。

利用式(1)对研究区进行计算，得到HI值分布图(图 3)，在尼洋河与雅鲁藏布江的汇水口处出现HI<0.35的老年期特征外，其余为壮年期与幼年期，老年期分布范围主要在林芝至鲁霞以及派镇这一范围内，这一区域为宽谷区。幼年期分布的流域单元较少，分布的走势主要与断层的分布走势具有较明显的一致性，而壮年期的3个亚期，由研究区外部向内部，HI值是逐渐减小的，由隆升缓慢期向隆升停滞期发展，而在雅鲁藏布江大拐弯处，即扎曲位置为幼年期的强烈隆升。将得到的HI值赋予到对应的亚流域盆地的几何中心点上，采用克里金插值法对获得的HI值进行空间内插，得到HI等值分区图(图 4)。

3 区域隆升差异分析

以断块区划及河流为基础，在研究区内设置3条剖面线，分别是剖面线AB、CD和EF，其中剖面线CD、EF垂直于断裂带横跨断块分区内HI的高值区，AB剖面线是一条折线，沿着雅鲁藏布江流域进行布置。将剖面线上的HI值投影到直角坐标系上，横坐标为距离，纵坐标为HI值，并将剖面线所经过的区内地质要素投影到坐标系对应的位置。

3.1 HI值分布特点

根据图 1与图 3，HI>0.43，处于隆升期的区域与三级夷平面具有较好的耦合性，尤其是在念青唐古拉断块(Ⅰ1)、察隅断块(Ⅰ2)以及拉萨断块(Ⅰ3)上， 0.35

3.2 构造对HI值空间分布的影响

当流域盆地横跨多条活断层时，HI值主要反映区域性的新构造活动差异对流域盆地地形的影响(陈彦杰， 2008)。根据图 4，在各个断块中HI>0.60高值分布范围较广的为Ⅰ3，其次为Ⅰ1与Ⅰ2，范围最小的为Ⅰ4与Ⅰ5(图 4、图 5)。CD与EF两条剖面线垂直于断层，且经过各断块的HI高值区。剖面线的HI高值在Ⅰ3断块分布较广，而值在从Ⅰ3断块到Ⅰ5断块的过程中是逐渐降低的，进入到Ⅰ2断块呈波动性上升(图 5)； 经过Ⅰ1和Ⅰ2两个断块的剖面线EF所形成的HI投影结果也是出现先减后增的趋势，主要在经过断块边界时HI值呈减小现象。各断块在第四纪处于活动和相对活动状态，断块边界的断裂带中，怒江断裂、嘉黎断裂、墨脱断裂、米林—东久断裂以及里龙断裂都属于全新世活动断裂，雅鲁藏布江断裂活动性处于晚更新世。来自印度板块南北向的挤压的构造应力活动性一直延伸至近现代，如发生在1947年与里龙断裂相关的7.7级地震， 1950年发生的与墨脱断裂相关的8.6级地震以及2017年在大拐弯附近发生的6.4级地震。根据王二七等(2002)研究，冈底斯岛弧带与念青唐古拉群在渐新世发生仰冲，导致被推高，现今，雅鲁藏布江断裂与米林—东久断裂兼具对两大地层单元的挤压，隆升未停止。根据以上断裂带的构造活动，研究区内主要是处于构造挤压，HI>0.43，以构造隆升为主，另外，各个断块现今仍处于活动状态，仅活动性存在差异，因此各断块上出现HI值的大小和分布不同，根据HI>0.51在各断块分布与各断块的三级夷平面具有良好的耦合性(图 3)，主要是夷平面在形成时，侵蚀作用减弱，而构造挤压抬升作用强烈。在断块的南部，处于各断块相交边界的HI值属于各断块的最小值，各断块内部，尤其在远离断裂带密集地区，HI值普遍大于0.43。但根据各断快及其边界的断裂带活动性，在构造结内部，即断块Ⅰ4与Ⅰ5应属于活动性较强的区域，在雅鲁藏布江大拐弯南北两侧，HI值普遍在0.43以下，甚至出现小于0.35的区域，仅在扎曲附近出现HI值大于0.60的高值中心(图 4、图 6)； 断块的交界区域构造复杂，活动性强烈，HI值出现偏小的情况，如断块Ⅰ3的嘉黎断裂与雅鲁藏布江断裂交汇部及Ⅰ2断块的嘉黎断裂与墨脱—阿尼桥断裂集中区。除此以外，在河流发育密度大或是在河流宽谷区，HI值偏小，侵蚀较为明显。因此，部分区域构造活动对隆升不是主控作用。

3.3 影响HI值空间分布的其他因素

区内分布念青唐古拉群、冈底斯岛弧带以及南迦巴瓦构造群3大地层单元(图 6)，南迦巴瓦群属于中-新元古代，分为比鲁岩组、直白岩组、多雄拉混合岩以及派乡岩组(许志琴等， 2008)。将各单元岩性投影到剖面线AB与CD上(图 5)，图中HI>0.60所分布区域既有单一岩性，也有多种岩性； 在岩性发生变化的时候，HI值呈现减小，也出现增加，当处于单一岩性区域，HI值也出现较为明显的波动，说明岩性对HI值无较大的影响。据图 3与图 4，在河流分布的区域范围内，HI值普遍偏低，本文沿雅鲁藏布江作剖面线AB(图 7)，图中雅鲁藏布江纵剖面为河流在剖面线的投影，其中第四系线的粗细反映分布范围大小。根据图中反映，由上游向下游至派镇，HI值是逐渐减小的，继续沿江向下，HI值呈现波动性地增加，直至保持较为稳定。在HI低值区域为河流交汇的区域，断裂带发育密集，发育着雅鲁藏布江、米林—东久以及丹娘—直白断裂。在帕隆藏布与易贡藏布两条河流的下游区以北发育嘉黎断裂，以南为大拐弯缝合带，断裂带发育集中，导致HI值小于0.43，因为在断裂带集中构造活动强烈区的岩体结构面发育，使得抗风化侵蚀能力减弱(黄文星等， 2013)，导致在隆升后期出现侵蚀大于抬升的现象。随着沟壑密度的增加，流域发育越成熟，被带出流域的物质越多，面积高程积分值则越低(祝士杰， 2013)。对比雅鲁藏布江流域以及帕隆藏布和易贡藏布下游的HI<0.43低值区域发现，较HI>0.43高值流域河流密度明显增加，同时处于断裂带较为集中的区域，河流较为发育。HI<0.43的区域与一、二级谷肩分布的区域耦合性较好，主要是由于在谷肩是老河床的底，是在构造抬升后，侵蚀下切作用成为主要控制作用较强扎曲附近断裂发育，河流众多，但HI值却大于0.60，为一高值中心，说明断裂带密度与河流密度不是决定性因素，仅能影响小区域范围内的HI值。黄文星等(2013)对雅鲁藏布江大拐弯地区河流进行研究，认为雅鲁藏布江大拐弯处为强烈隆升核心区，即使此处的侵蚀下切强烈，但隆升是数百万年的综合反应，在短时间内不能消除； 对比蒋忠信(1987)对滇西北三江河谷纵剖面发育的研究提出纵剖面形态对侵蚀下切强弱与隆升强弱的关系图，处于大拐弯流域段剖面形态处于构造隆升占主导，使得此处仍处于河流发育阶段，HI值较高，处于强烈隆升期。

图 6 研究区地质单元分布(据许志琴(2008)改)Fig. 6 Geological unit distribution in the study area1. 念青唐古拉群； 2. 冈底期斯岛弧； 3. 喜马拉雅地体； 4. 比鲁构造岩； 5.直白构造片岩； 6. 滚乡构造片岩； 7. 多维拉混合岩； 8. 雅鲁藏布江缝合带； 9. 断层； 10. 河流； 11. 研究区； 12. 剖面线； 13. 分区线； 14. HI高值中心点

于祥江等(2011)认为雅鲁藏布江大拐弯处于喜马拉雅东构造结，构造活动剧烈，但也是气候作用最为剧烈的地区，其对大拐弯磷灰石裂变径迹年龄测试结果分析，得出气候对构造结作用时间开始在0.5～1.0iMa之间，属于更新世晚期，康文君等(2016)对南迦巴瓦隆升的研究发现，距今3iMa以来发生3次快速隆升期，王二七等(2002)提出晚中新世后，喜马拉雅抬升到足以影响大气环流的海拔，一方面说明气候作用是在构造抬升的背景下发生的，另一方面，东构造结目前受到气候作用是合理的。气候的变化对冰川作用最为明显。主要表现在冷暖交替的作用出现冰期及间冰期。间冰期气候温暖湿润降雨量充沛，侵蚀作用以河流下切与雨水冲刷为主，此时河流下切速率达到最大程度； 在冰期侵蚀表现在河流的缓慢下切及冰川搬运作用上。在晚更新世末次冰期(潘保田等， 1989)南峰西麓的则隆弄冰川汇入雅鲁藏布江后向下游伸展，并与派区山地两侧的冰川相汇，构成一道20余公里长的“大冰坝”，曾一度堵断雅鲁藏布江成堰塞湖，回水到达尼洋曲内的八一镇附近和主河内的米林上游，回水区长近百公里，致使此处河流加宽侵蚀沉积加快，第四系沉积物分布较广，导致此处的HI<0.35，出现老年期特征，此处也成为第四系沉积中心。以南迦巴瓦峰与加拉白垒峰为中心向四周分布着第四纪冰川遗迹(图 4)， Ⅰ4与Ⅰ5断块的HI低值区主要以这两峰为主。晚更新世之后，气候逐渐变暖(王运生等， 2006)，雨量增加，大拐弯降雨量与年龄具有耦合作用(于祥江等， 2011)，年平均降水量由 800imm左右增加到1500imm，磷灰石裂变径迹年龄由3～4iMa降至0.4～0.5iMa，杨逸畴(1982)认为大峡谷水汽通道所产生的效应，在中更新世就已经达到高原内部了，这一地区现今的降水分布特征，已经存在了相当长的时间； 汤懋苍等(1998)和冯松等(1998)研究表明： 20世纪80年代中，“季风多雨区”开始了新的多雨期，多雨段开始最早的地区在藏东南雅鲁藏布江大拐弯一带，开始于1984年，以后分别向东和向西逐渐推移。这一时期气候的转暖，致使降雨量的增加，致使冰川逐渐消退，山峰表面的冰碛物在隆升作用产生的势能作用下形成泥石流进入河道，河流水量的增加产生巨大的侵蚀下切能力，一系列的作用加大侵蚀剥蚀力度，同时在海拔高度上，两断块内最高峰海拔超过7000im，说明构造结对气候改变由来已久，而长时间的跨度使得气候促进侵蚀加快的作用越来越突出。HI值向南迦巴瓦断垄南部逐渐增大，部分区域甚至大于0.51，主要是断垄以南处于下游的三级夷平面上，侵蚀作用弱于构造挤压。

雅鲁藏布江缝合带为断裂带集中的区域，同时穿过河流发育的位置，也处于气候较为明显的区域。在米林地区缝合带， 0.35

蒋忠信(2002)利用最小功对帕隆藏布流域进行研究发现，河流的纵剖面形态由上凸的发育期向下凹的成熟期过渡，下凹的范围由出水口至宗坝村附近于源头然乌湖，河流大部分处于成熟期，主要以侵蚀下切为主。根据对雅鲁藏布江的实地调查发现，对研究区内的雅鲁藏布江两岸的坡角以及第四系以来河段的侵蚀速率进行估算，得到图 8，雅鲁藏布江大拐弯朗县—墨脱段干流左岸岸坡角范围为10°～55°，右岸坡角为10°～65°，整体上由上游朗县至下游墨脱两岸坡角先增后减呈现出波浪形变化趋势，左岸坡角曲线变化较为集中，幅度较小，而右岸的变化幅度较大。坡角大小的差异主要是由下切速率造成的，根据河流的下切速率划分，朗县至派镇0.55imm·a-1，派镇以下峡谷段5.5imm·a-1。根据隆升的速率，处于派镇下游河段的隆升强度要强于派镇上游。林芝段的隆升速率不强，而其下游段处于快速下切，一方面是快速隆升，另一方面是气候原因促进，出现在构造应力集中的大拐弯位置在快速下切状态下仍表现出隆升状态，而其他位置主要以隆升停滞，甚至是侵蚀切割为主的现象。以上结论与本文研究成果具有较高的一致性。

图 7 雅鲁藏布江大拐弯流域HI值投影变化曲线Fig. 7 Projection change curve of HI value in the Great Canyon Region of the Yarlung Zangbo River

图 8 雅鲁藏布江干流坡角与下切速率变化图Fig. 8 Variation of slope angle and undercut rate of the main stream of the Yarlung Zangbo River

4 结 论

本文利用ArcGIS对雅鲁藏布江大拐弯流域的ASTER-DEM-30m数据进行面积-高程积分计算，并结合构造、岩性、气候以及河流信息等基础资料对此流域隆升现状进行研究分析，得到以下认识：

(1)整体上，雅鲁藏布江下游区域内，以大拐弯及尼洋河交汇口为中心由外向内隆升逐渐由强向弱过渡。各断块内或断块之间的隆升或下切是由于主控因素的变化，表现出较为明显的差异。

(2)HI值的分布与地貌类型的分布具有较好的耦合性，这一性质反应构造抬升与侵蚀下切的强弱变化。

(3)岩性对HI影响不明显。河流发育密集的区域，侵蚀能力增加，当断裂带经过时，促进河流发育，同时地表介质裂隙、岩体结构面更为发育，抗侵蚀能力减弱。气候的变化对冰川及降雨量有较大影响，末次冰期出现的冷暖交替，冰进与冰退，对大拐弯内部的侵蚀具有促进作用，气候的变暖促进雨量的增加，使得河流下切加快，高山侵蚀速率增加，在构造作用强烈的南迦巴瓦与加拉白垒断块区域，HI值偏低，未表现出构造作用的迹象，在以上因素共同作用下的区域易形成第四系沉积进而成为沉积中心。