基于数字高程模型(DEM)的地貌分析方法的应用，极大促进了造山带的区域范围特征及其地貌演化模型的研究^{[1, 2, 3]}，国内外许多学者利用DEM 对地貌进行了研究^{[4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13]}，且国内学者针对基于 DEM 的流域地貌特征也做出了很多研究^{[14, 15, 16, 17, 18, 19]}。许多地形参数被用以定量描述、 解析造山带的地表形态和演变过程，探讨其成因。其中面积-高程积分(Hypsometric Integral，简称HI)，是以二维的面积-高程积分曲线来描述地表被侵蚀后的三维体积残存率^[20]，它反映地形的演化程度，也是分析地貌被侵蚀程度的重要参数^{[20, 21]}； 水系密度是单位面积的水系总长度，表达地形被水系切割程度的同时，记录了地貌受气候、 构造运动等影响下的变动的细微过程^[22]； 河流纵剖面及其裂点则直接反映了造山带在隆升过程中受气候、 构造以及岩性等因素作用的调整过程^{[23, 24, 25, 26, 27]}； 常规地形参数计量指标流域高程、 起伏、 坡度等在描述地形基本形态的同时，可用来表现快速隆起和侵蚀的造山带地形的隆起程度和稳定状态^{[28, 29]}。

戴维斯地貌侵蚀循环理论是地貌学奠基性的经典理论。19世纪80年代，美国地貌学家W.M.戴维斯提出该学说^[30]，认为地貌是构造、 营力和时间的函数，地貌会经历幼年期、 壮年期和老年期3个阶段，地貌演化序列是一个循环的过程。在戴维斯提出地貌侵蚀循环理论之后，各类地貌演化模型和演化过程的研究得到飞速发展，迄今仍是地貌学研究的经典内容^{[31, 32, 33]}。 但是有趣的是，正如Burbank和Anderson^[34]指出，现实世界中通常无法证实戴维斯地貌侵蚀循环模型是否真实存在，这是因为它表达的是一个时间序列的地貌渐变演化过程，所以迄今为止的研究一般只能在一个大区域范围，对分散在各处的不同时期的地形做综合比较^{[9, 29, 30, 33, 35]}。而我们在野外调查中观察到，位于青藏高原东南缘红河断裂带西南侧的哀牢山山脉，受高原东南缘倾斜扩散地势的影响，地势由西北向东南缓倾弥散，伴随着红河的逐渐侵蚀下刻，地形从平缓宽阔的高原，经幼年发育的峡谷、 巨大的V型谷、 圆缓成熟的壮年期河谷，至老年期的残丘而逐渐消失于中国南海，是时间序列的戴维斯地貌演化模型转换体现在延续的空间中难得的实例。因此，哀牢山流域地貌的逐步连续的演化过程特征和规律研究，将有助于促进和发展对戴维斯地貌侵蚀循环理论的进一步认识。

本文基于ASTER-GDEM 数字高程模型，获取哀牢山88个流域的地形参数以及条带剖面地形参数，解译分析哀牢山地形地貌的基本特征及其连续的演化过程的规律。研究结果将扩展对区域地貌演化过程以及经典地貌演化理论的认识，同时也为青藏高原东南缘隆升扩展过程的研究提供重要的地貌学依据。

伴随在哀牢山东北侧的红河活动断裂带是青藏高原东南缘的大型右旋走滑断裂带( 图1)，斜贯云南，经元江至茅草坪之间折弯后进入越南，全长约1000km。上新世末以来，由于青藏高原隆升过程的东向挤出，红河断裂带周边地区发生了地壳大面积隆升及掀斜运动，沿断裂带整个地区由西北向东南倾斜，低起伏的夷平面被逐渐侵蚀下刻，海拔由4461m递减趋于零至中国南海。红河断裂带经历多期的构造运动，第四纪时期仍有明显的活动^[36]，也影响着区域山脉和水系的发育。

图1(Fig.1)

图1 基于ASTER-GDEM的哀牢山及其周边地区地形地貌图 Fig.1 Topographic and geomorphologic map of the Ailao Shan range and adjacent areas based on ASTER-GDEM 黑色轮廓为流域； 黄色轮廓为条带剖面

哀牢山是断裂带西侧的主体山脉，断裂带东侧为华南板块西缘，西侧为印支板块。断裂带从渐新世到中新世经历了左旋剪切走滑运动^{[37, 38, 39]}； 晚中新世以来，开始右旋走滑运动^{[36, 40, 41, 42]}。从断裂带几何结构上看，研究区从苴力至元江以右旋走滑为主，在元江处断裂带发生转弯后以压缩变形为主^[43]。哀牢山为一狭窄强变形变质带，主要由角闪岩相片麻岩和糜棱岩组成，岩性较为单一^[44]。

在研究区的西北端，高原的夷平面开始被河流侵蚀，下刻切割，表现为较低起伏的高地，沿断裂带往东南，山体的高度逐渐降低，被下切程度逐渐增大，在越南境内海拔降到0-200m，坡度很低，地势平缓开阔。山体顶部存在不连续的夷平面，因红河及其支流的侵蚀，夷平面大部分已被肢解^[42]。在元江以北，山前分布一系列的断层三角面，红河的支流在流经这些断裂时形成裂点^[44]。

红河断裂带沿线受季风影响，年平均降水量约1000mm，平均温度由北向南递增，约15-24℃。沿线植被覆盖相对稀疏，以针叶林和草地混合为主，进入河床河谷为草地和低矮灌丛。

沿红河断裂带自西北至东南依次提取88个流域( 图1和图2)，出水口位置定为红河干流上的各支流汇入红河干流时与红河断层相交的交汇点。该出水口的选定显示了实际地形中完整的流域单位，可以更为单纯地表现区域性隆升及地貌演化过程。流域面积最小为8.61km²，最大为356.74km²，但90 ％ 以上流域的面积介于20km² 至200km²之间。

图2(Fig.2)

图2 研究区流域水系网络和裂点(白色圆点)分布图 (a)苴力-元江段； (b)元江-茅草坪段； (c)茅草坪-安沛段 Fig.2 The distribution of stream-nets and knickpoints of the watersheds. (a)Juli-Yuanjiang section； (b)Yuanjiang-Maocaoping section； (c)Maocaoping-Anpei section

本文采用基于流向的水系提取模型，水系级别的定义采用现今广泛使用的 Strahler 分类系统^[45]。初始集流面积的选择，是依据 DEM 阴影图的最小沟谷是否被准确提取来确定。因此，研究区分为4个部分赋予不同的初始集流面积来提取水系网络: 流域01-33 之间、 34-60 之间、 61-75 之间以及76-88 之间的初始集流面积分别是150m²、 250m²、 200m² 和150m²，然后求取每个流域的水系密度。

本文采用 Pike和 Wilson^[46]提出的流域高程起伏比(elevation-relief ratio)作为流域的面积-高程积分的算法:HI=(平均高程-最小高程)/(最大高程-最小高程)。

研究区许多河流纵剖面有明显的裂点存在。本文利用 Hayakawa和 Oguchi^[47]的方法提取裂点。基本原理是求取河流纵剖面的坡度和坡度变化率(R_d)，设定 R_d 的阈值来提取裂点。由于研究区流域的地形特征沿断裂带逐渐发生变化，特别是在红河断裂带拐弯处前后，流域的高程、 起伏和面积等有一个较大的转变，很难用同一个阈值实现所有河流纵剖面裂点的准确提取。因此，研究区被分为两段赋予不同的阈值来提取裂点，流域01-33(苴力-元江)之间，流域34-88(元江-安沛)之间 R_d 的阈值分别是0.0000740 和0.0000520。

流域是地形的重要基本单位，也是本文研究地貌解析的基础。以流域为单位求取了各流域的最小高程值、 最大高程值、 平均高程值、 起伏、 面积和坡度。

同时，为获取更为全面的地形演化信息，消除流域面积对以流域为单位的地形参数值产生的影响，本文沿红河断裂带方向设置1条宽10km 的条带剖面(见 图1 中黄色轮廓)，算取了同等幅度之下沿断裂带的地形基本参数演变数值。

红河断裂带在元江(距断层起点约363km)和茅草坪(距断层起点约563km)两处发生明显的转弯(见图1)，转弯前后的地形特征也随之发生显著变化。 从高海拔的夷平面开始被流水下刻的地貌发育初始阶段，到深切下刻的大型 V 型谷以至动态平衡状态^[9]，再趋于和缓低矮以至残丘，非常完整又典型地体现了戴维斯地貌侵蚀循环理论的幼年、 壮年和老年的具体演化过程。本文依此把研究区分为三段( 图2): 苴力-元江段(流域01-33 之间)、 元江-茅草坪段(流域34-64 之间)和茅草坪-安沛段(流域65-88 之间)，结合流域和条带剖面数据( 图3)，详细研究各区段的地形特征及其地貌演化过程。

图3(Fig.3)

图3 (a)流域和条带剖面最小高程值、 最大高程值和平均高程值、 (b)流域和条带剖面起伏、 (c)面积、 (d)坡度、 (e)面积-高程积分值和(f)水系密度 Fig.3 (a)The minimum elevation，maximum elevation and mean elevation of the watersheds and swath profile， (b)relief of the watersheds and swath profile，(c)area，(d)slope angle，(e)hypsometric integral and (f)drainage density 图3a中圆点代表流域高程值: 蓝色点为最小高程值；红色点为最大高程值；黑色点为平均高程值； 线条代表条带剖面高程值: 黑线为最小高程值；蓝线为最大高程值；红线为平均高程值；点画线为高程中间值

该段共有33 个流域，包括8 个二级流域、 22 个三级流域和3个四级流域。流域最大高程从3143m 递减至1811m。面积-高程积分值的平均值为0.68，除了起始的3个流域和末端的两个流域小于0.6 之外，大多数的数值在0.7 左右，最高至0.83( 图3e)。区段的条带剖面高程图也显示该区段的平均高程明显高于高程中间值( 图3a)。整体地形处于戴维斯地貌演化理论的幼年期阶段，最后断层转弯处逐渐演化进入壮年期的转折点。

本区段最基本的地形特征是高海拔的夷平面被逐渐侵蚀下刻发育至 V 型谷。除了在研究区的起始处，由于流域面积小，夷平面被完全侵蚀之外，从流域05 开始至流域20，流域上部保留着较大的夷平面，造成流域坡度较低，大多数的流域平均坡度介于15°到20°之间，但顺着断裂带往东南，由于夷平面被切割程度逐渐增大，平均坡度也呈递增之势。由于夷平面的影响，流域05-20 的面积-高程积分曲线呈非常上端的上凸形( 图4)，河流纵剖面也很明显的显示了夷平面的存在( 图5a和图5b)。这些流域在夷平面和其下部流域的交界处，全部提取到了裂点，顺着断裂带呈线状排列( 图2a)。

图4(Fig.4)

图4 代表流域的面积-高程积分曲线 Fig.4 The hypsometric curves of the represented watersheds

图5(Fig.5)

图5 代表流域的纵剖面及其裂点(白色圆点) Fig.5 The river longitudinal profiles and knickpoints of the represented watersheds

到了流域21，夷平面被完全侵蚀切割，夷平面和其下部流域交界处的裂点由于溯源侵蚀而消失。从流域21-26，起伏和坡度递增，V 型谷已经非常发育，但是面积-高程积分曲线仍呈上凸形( 图4)，面积-高程积分值在0.60-0.75 之间，依然属于地貌演化的幼年期阶段。

流域27-31 处于红河断裂带的转弯处，由于断层结构的影响，此处流域宽大延伸，夷平面因没能被完全溯源侵蚀而再次出现。虽然平均高程和起伏递减，流域面积-高程积分值再次增大至该研究区最高值0.83。

苴力-元江段的最后两个流域，流域32 和33，高程和起伏均降到这个区段的最小。由于流域面积突然减小，夷平面消失，河流纵剖面呈直线状( 图5c和 图5d)，尤其是流域33，裂点全部消失( 图5d)，平均坡度升高到全域最高的 26.8°。 面积-高程积分曲线也呈现近似直线状( 图4)。所有的特征显示地形在此处于幼年期进入壮年期的转折点，地形的隆升和侵蚀存在着动态平衡，即进入地貌演化的动态平衡状态。

此外，苴力-元江段流域的裂点分布呈现很强的规律性，发现有两条带状分布( 图2a)。除了夷平面和其下部流域的交界处的裂点之外，流域山腹下部坡度陡增，从其河道纵剖面图也提取出明显裂点( 图5a)，沿断裂带连续出现。野外调查证实这些裂点的存在，均为壮观的瀑布。

本区段的流域水系密度呈现随流域高度递减的趋势。在幼年期的初始阶段，包括在夷平面上，由于细小水系发育延伸，水系密度出现整个研究区的最高值。但是随着地形逐渐演化至动态平衡状态，深切Ⅴ型大河谷发育，这时小水系被大量统合，水系密度递减至该研究区的最低值。

该段共有31 个流域，包括4 个二级流域、 18 个三级流域、 8 个四级流域和1 个五级流域。由于流域面积比上段增大，所以流域最大高程和起伏失去递减的趋势。但是，流域平均高程、 最小高程以及条带剖面高程均呈递减，依然可断定整个区段高度递减。90 ％ 以上的流域面积-高程积分值介于0.45-0.60之间，面积-高程积分曲线由上凸形变成S形( 图4)，条带剖面高程图也显示该区段的平均高程和高程中间值相当( 图3a)，地貌发育处于典型的壮年期阶段： 一方面由于河流统和造成流域面积增大； 另一方面由于断层在此处发生转弯，断层下盘流域的形态突然不受断层原走向的约束而造成流域面积增大。此时V型谷依然发育，但是和动态平衡状态时相比，接受了进一步的侵蚀，所以平均坡度变小，整个流域地形高阔圆缓。

在流域34-47 之间，各个流域上部依然有类似于夷平面的较低坡度的平面出现，这些“类夷平面”和流域下部之间同样提取出裂点( 图5e)，沿断裂带呈线状分布( 图2b)。但是这些“类夷平面”是否确实是夷平面还是侵蚀面，需要以后进一步探讨，因为与苴力-元江段的平而宽阔的夷平面相比，这些面坡度变陡( 图2b)。 苴力-元江段的夷平面上的水系沟谷狭而浅，整个原始的平面保留完整，而“类夷平面”的沟谷宽而深，平面已被严重侵蚀切割，无法确认原始平面的存在。从流域48 开始，这些“类夷平面”也趋于消失。流域52-64 的流域接近最高处又出现裂点，这是因为随着侵蚀的深入，流域纵剖面逐渐下凹( 图5f)，在流域高处支流交汇处容易出现裂点。

本区段流域的山腹下部，也出现和苴力-元江段类似的裂点，裂点下方流域坡度较陡，但是裂点的出现断断续续，沿东南逐渐消失( 图2b)。同时，裂点下方流域坡度虽然变陡，但是与苴力-元江段相比较缓和( 图2b)。

该段的水系密度保持着研究区的最低值，但沟谷变深变宽，显示壮年期处于水系统合的阶段。

该段共有24 个流域，包括4 个二级流域、 14 个三级流域和6个四级流域，所有流域均在越南境内。整个区段流域面积趋小以致消失，平均高程减小至224m，起伏减小至554m，流域面积减小至9.11km²，坡度减小至 14.0°。 面积-高程积分值在0.18-0.49 之间，绝大多数小于0.45，面积-高程积分曲线下凹趋于底部( 图4)。区段的条带剖面高程图也显示该区段的平均高程明显低于高程中间值( 图3a)。地貌发育进入老年期以至残丘。河流纵剖面多有裂点但分布不规律( 图2c和 图5g)。水系密度逐渐开始爬升增大，这是因为流域被严重侵蚀切割，同时流域下部靠近主河道的平缓区域，大量小沟谷发育。

哀牢山流域地形参数的解析显示，虽然由于断裂带几何结构的影响，地形参数有局部的起伏变化，但是从西北往东南，高程递减，起伏和坡度分别逐渐增大再递减，面积-高程积分值递减，面积-高程积分曲线从上凸、 直线、 S 型直至下凹，都呈现了区域性的从高海拔夷平面的幼年期经壮年期进入老年期至残丘的连续的、 逐渐的变化特征，完整地体现了戴维斯地貌侵蚀循环理论的具体演化过程。地貌演化过程的研究地域，通常不同演化区段分散各方，难以完整连续。哀牢山的特别之处在于，由于青藏高原东南缘的地壳大面积隆升及掀斜运动，整个地区由西北向东南逐渐倾斜，西北端部的高原面块状抬升^{[48, 49, 50, 51, 52, 53]}，实现了戴维斯侵蚀循环理论最关键的假设前提； 同时溯源侵蚀从东南向西北发展，地形逐渐年轻，从西北到东南，实现了从幼年期逐渐演化到老年期的空间与时间的转换。两者相结合，因此哀牢山可以说是较为完整地证实戴维斯地貌侵蚀循环演化过程的实例。而且，由于研究区的岩性相对一致，基本排除了地形演化过程中岩性变化的影响因素。

在这个渐变的地貌演化过程中，裂点的分布规律为我们观察详细的侵蚀过程提供了一个很好的视角。在幼年期的苴力-元江段，两条带状分布的裂点显示幼年期河谷的形态呈现了3个区段，包括最上层的平坦夷平面、 坡度较陡的中间层以及坡度突然变陡的流域底层，双层裂点溯源侵蚀同时进行，当上层裂点穿透夷平面，下层的裂点同时也因为坡度高侵蚀速度快，逐渐和上层裂点会合成一个裂点直至最后裂点消失，从而进入地貌动态平衡状态。这个过程实质上体现了哀牢山流域河谷的侵蚀发育模式。断层转弯，地貌演化进入壮年期之后，裂点的变化规律依然可以观察到，但渐渐趋于模糊。裂点呈两条带状规律分布的特征( 图1和 图2)，显示了构造抬升或者气候变化造成侵蚀基准面下降两次事件的发生。上层裂点处于夷平面之下，所以第一次事件有可能是因为高原东南缘构造隆升，造成大规模的夷平面开始被下切而形成； 下层裂点的形成事件，则有可能是因为构造隆升加快，或者因为气候原因造成侵蚀下切速率的加快，但有待于以后做进一步的地貌解析。

此外，水系密度的变化也值得特别一提。传统的水系的发育过程是从初始下切的低水系密度，到扩展延伸的高水系密度，再到最后的统合萎缩的低水系密度三大阶段^[54]。我们的研究显示，戴维斯地貌演化的三阶段并没有与传统水系发育3个阶段完全匹配。幼年期阶段，支流包括夷平面上低级小水系大量发育，水系密度高； 壮年期 V 型谷水系统合，水系密度维持最低； 到老年期流域被严重侵蚀切割，同时流域下部靠近主河道的平缓区域，大量小沟谷发育，造成水系密度再升高(见 图3f)。这个水系的演化过程，与Lin和Oguchi^[55]基于日本山地提出的水系发育模型更为吻合。

综上所述，本文利用 ArcGIS 技术，通过 DEM 数据解析，详细探讨了哀牢山沿红河断裂带流域地形连续、 逐渐的变化特征，这些变化特征完整反应了戴维斯地貌侵蚀循环理论的具体演化过程的规律。研究结果客观提取了哀牢山流域裂点双层带状的分布特征，揭示了夷平面的出现、 延续和消失的过程，并初步提出了该区域地貌演化过程中河谷的侵蚀发育模式。此外，研究还分析了哀牢山流域的水系演化特征，提出了和戴维斯地貌演化过程相对应的水系演化过程的规律。未来我们将进而深入探讨构造和气候活动对流域侵蚀发育过程的影响，以助于加深对红河断裂带构造地貌演化过程以及青藏高原隆升过程的认识。

致谢 感谢何宏林教授、 匿名审稿专家及编辑对本文提出的宝贵性建议!