活动造山带地区的地貌发育特征是解开构造隆升、气候演变与地表侵蚀过程之间相互关系等科学问题的切入点之一^[1~4]，也是地形演化模拟^[5~8]、地表风化侵蚀定量分析^[9]以及探讨造山带演化模式^{[10, 11]}的重要基础。流域盆地及其内部不同级别水系对构造隆升、气候变化等控制因素最为敏感，也是最容易识别出相关记录的地貌单元，是理解构造-气候相互作用过程及其机制的基础^{[8, 10, 12~21]}。

在均衡状态下，活动造山带内部的区域构造隆升与地表侵蚀达到平衡(topographic steady-state)^[22](图 1a和1c)，流域盆地内部河流坡度随着向下游流域面积的不断增大而逐渐减小，河流纵剖面表现为相对比较平滑，并呈现为下凹的形态^[23~25](图 1e)。然而，如果均衡地貌系统区存在断裂活动及气候变化，将导致差异下切，从而这一均衡状态就会被打破，此时河流纵剖面往往表现为上凸形态(图 1b、1d和1f)，整个地貌系统也会因此进入一种瞬时(transient)不均衡状态，此时的河流侵蚀能力在裂点以下区域将加强，河流系统朝着下一个均衡状态演化^{[3, 26~29]}(图 1f内虚线代表的河流纵剖面)。

图 1(Fig. 1)

图 1 典型均衡河流地貌(a，c和e)及瞬时地貌(b，d和f)发育特征 (a~d)中地貌特征通过SIGNUM地貌演化模型生成[5, 6] Fig. 1 Landscape characteristics in a steady state(a, c and e)and transient state(b, d and f) Fig.1a~1d are simulated landscapes by SIGNUM[5, 6]

通过选择河流瞬时地貌发育特征为切入点，开展相关地貌分析和年代学研究，揭示瞬时地貌演化过程与速率，可以为探讨活动造山带地区瞬时地貌发育控制因素提供基础资料，也将有助于研究活动造山带地区的地貌演化过程及其构造-气候-侵蚀基准的相互作用等科学问题，并最终为理解构造隆升、气候演变与地表侵蚀过程之间反馈关系奠定基础^{[2, 3, 10, 22]}。本文将在简要概述河流瞬时地貌概念的基础上，引出瞬时地貌在河流纵剖面的典型标志，即河流裂点；进而介绍河流裂点的形成过程及其机制，并以河流纵剖面分析为基础，提出了河流裂点识别和提取方法；最后，在上述理论讨论的基础上，以北美内华达山系，南美安第斯山脉以及青藏高原东南缘、东北缘为例，总结了瞬时地貌研究的主要手段及内容，探讨瞬时地貌所记录的构造-气候相互作用内涵及其意义。

一般情况下，地貌发育同时受到构造变形过程和气候变化的影响^[7]。地貌在演化过程中，构造变形或侵蚀基准变化通过改造河道的坡度^[30]或河道截面积^[31]来改变河道的侵蚀应力，进而调节河流水力功率(stream power)，最终改变流域内水系的侵蚀搬运能力，从而调整河流纵剖面形态，使得整个流域逐渐趋于平衡状态；流域内侵蚀搬运过程也可以随时响应气候变化引起的河流流量变化，如流量变大时，河流在完成搬运河道沉积后，不断下切并形成基座阶地，借此下切过程调节瞬时地貌向平衡状态发展^{[12, 30]}。相对于均衡的河流流域系统而言，我们通常称不均衡状态发育阶段，即处于演化至下一个均衡阶段过程中的地貌特征为瞬时地貌(transient landscape)^{[24, 27]}。沿河流纵剖面形态，河流裂点的发育是瞬时地貌系统内最为典型的特征^{[24, 26, 27, 32]}(图 1f和2a)。在河流纵剖面上，由上游向下游，经裂点处河流坡度往往表现为快速变大(图 1f和2a)。如我们前面提到，裂点形成后(图 2a中t2时期)，由于河流纵剖面处于瞬时不均衡状态，裂点会伴随河流纵剖面不断向均衡状态调整而持续向上游迁移(图 2a中t1、t0时期)，与区域构造作用和气候条件一起，控制整个裂点发育处谷地(包括边坡和河道自身)的侵蚀过程以及整个活动造山带地区的地貌演化以及活动构造格局^[7]。因此，从处于瞬时地貌发育阶段的河流纵剖面演化来看，河流裂点分布和迁移及其所控制的侵蚀下切过程是理解瞬时地貌系统演化的重要依据^{[4, 33~35]}。

图 2(Fig. 2)

图 2 典型均衡河流纵剖面发育形态及裂点发育指示瞬时地貌发育特征(据文献[32]修改) (a)典型均衡河流纵剖面(t3时期)及其裂点发育后瞬时地貌(t2，t1和t0) 时期河流纵剖面特征；(b)典型河流流域面积-坡度双对数图解中，流域面积与河道坡度表现为一条直线，对于裂点下游河段，双对数图解在纵轴截距代表了陡峭指数高的河道[32] Fig. 2 Longitudinal profiles in a steady state and transient state, modified after reference[32] (a)Steady state(stage t3) and the consequent transient state(stages t2, t1 and t0) with knickpoints; (b)In a log-log plot, drainage area and channel gradient are featured as a straight line, and channel segments downstream of the knickpoints are characterized by higher channel steepness

地形发育均衡条件下，基岩的隆升速率与河流的下切速率达到平衡(图 1a、1c和1e)，此时，基岩河道的河床高程将不随时间改变(dz/dt=0)，由基岩河道发育特征可以总结归纳出河流水力侵蚀模型(stream-power incision model)，其数学表达为^{[3, 36]}：

(1)

其中U为基岩隆升速率，E为河流下切侵蚀速率，K为侵蚀系数，A为河道上游的流域的流域面积，S为河道坡度，m与n为常数，z为河床高程变化量，t为河床高程变化所用时间。

当

则

(2)

令    

那么    

也即

(3)

公式(3) 中，参数θ为均衡河道纵剖面的凹曲度(concavity index)，而k_s则为均衡河道纵剖面的陡峭指数(steepness index)。由公式k_s=(U/K)^1/n可以看到，在定量限定K和n的前提下，陡峭指数(k_s)可以定性-半定量的描述基岩隆升速率(U)。基岩隆升速率愈大，k_s也愈大，反之亦然。简言之，公式(3) 揭示出河流陡峭系数(k_s)和区域隆升速率(U)相关，而河道的凹曲度(θ)则主要与流域形状、基岩及沉积物供给等条件相互联系，共同记录和表达河流纵剖面的形态。另外，我们从公式(3) 中可以发现，在坡度-面积双对数图解中，流域面积与河道坡度之间表现为线性关系^{[7, 23, 25]}(图 2b)，其斜率为-θ，直线与纵轴的交点为log(k_s)。因此，通过定量获取沿河流纵剖面上河道坡度以及其上游流域面积，通过坡度-面积双对数图解获得陡峭指数(k_s)和凹曲度(θ)，对陡峭指数归一化(k_sn)处理后，就可以对比分析区域内构造-气候对地貌演化的控制作用以及过程。

在定量获得河流纵剖面坡度及流域面积的基础上，我们可以通过两种方式准确获得裂点的位置(图 3)。如前面介绍，河流裂点在河流纵剖面上表现为高坡度的特征(图 3a和3b)，在坡度-流域面积双对数图上，河流裂点位置对应的高坡度值往往会偏出拟合直线(图 3c)或者整体向上偏移(图 3d)，因此在坡度分布图中很容易识别。相类似的，如果从河段坡度沿着河流长度的分布来分析，高坡度的河流裂点也会表现出明显的区别(图 3e)。

图 3(Fig. 3)

图 3 河流纵剖面裂点特征及其识别方法据文献[24, 37]修改 (a~d)瞬时地貌发育中裂点特征及其在河流坡度-流域面积双对数图解中的表现[24]；(e)河流纵剖面及坡度沿河段的分布指示河流裂点较高坡度特征[37] Fig. 3 Knickpoint and its identification along the longitudinal profile, modified after references[24, 37] (a~d)Different types of knickpionts and their expressions in the log-log plot[24]; (e)Knickpoint along the channel profile and its abnormally high gradient[37]

瞬时地貌发育记录了河流系统演化过程中边界条件的改变，如我们前面论述中提到，随时间演化河流纵剖面主体应表现为比较平滑，并呈下凹形态^[18~20](图 1e)，后期断裂活动或者气候变化，打破均衡状态，河流纵剖面受到扰动，促使差异下切侵蚀形成裂点(图 1b、1d和1f)，地貌系统因此进入瞬时(transient)不均衡状态^{[3, 26~29]}。结合区域构造地质、构造热年代学、古气候、现今降雨等数据的分析，可以认识和恢复瞬时地貌系统的演化历史及其控制因素^{[27, 28, 30, 31, 34, 38~47]}。从现有研究来看，有关瞬时地貌发育特征的研究主要集中在全球较为活跃或者典型的造山带地区，如美洲的科迪勒拉造山带(包括北美内华达、落基山以及南美安第斯山脉等)。近些年来，西方学者开始关注青藏高原内部及其周缘河流水系的演化过程，发表了部分研究成果，但整体仍然较为薄弱^{[39, 48~49]}；青藏高原作为世界上海拔最高、演化时代最新的高原之一，新生代构造活动强烈地区，同时也是不同气候带的交汇区，高原周缘和内部构造活动强，差异抬升显著，高原水系和基岩河道大多处于瞬时发育阶段，记录了高原隆升及其断裂差异活动的历史^{[39, 48~49]}。我们在系统总结利用瞬时地貌发育区基岩河流纵剖面研究差异构造隆升的实例基础上，提出后续研究应不断认识和理解青藏高原构造地貌、河流地貌演化过程，重点开展高原水系及其河流裂点溯源迁移过程的研究，恢复和反演高原不同构造部位的地貌演化历史，探讨构造-气候对地貌演化的控制和驱动作用。

地处北美大陆西侧内华达山系，是研究新生代以来北美板块与太平洋板块的边界演化及其动力学较为理想的地区之一^[50]。目前内华达山系新生代以来的地貌演化存在着争议。现有盆地沉积记录、古河道恢复、火山熔岩流等都指示10Ma以来基岩隆升幅度达到1.5~2.5km^{[34, 51]}，早期研究表明由于侵蚀导致的均衡反弹仅仅能够解释50 %的岩石隆升量，其余部分构造隆升则主要归功于内华达山系南部岩石圈物质拆沉作用；然而，低温热年代学数据表明内华达山系早在晚白垩纪时期就已经处于高海拔地区，而后不断被侵蚀夷平，进而山系的高度逐渐减小^[50]。这一结论也得到了δ¹⁸O同位素数据的支持^[52]，中新世之前山脉就一直处于高海拔地区，形成了东部的雨影区，控制了东西两侧δ¹⁸O的差异。

鉴于上述研究分歧，Clark等^[34]开展了相关构造地貌、河流地貌分析。河道纵剖面形态表现为非均衡的瞬时状态，普遍发育残余低起伏地貌与深切峡谷并存的特征。研究利用区域内残余地貌面(relict landscape)上的河道，结合河道坡度(S)和流域面积(A)的函数关系(公式3)，获取残余地貌和中间地貌上的河道参数(图 4a和4c)，重建科恩河(Kern River)和王河(Kings River)等主干河道的古高程剖面(图 4b和4d)。通过重建古河道剖面估算出流域内的古地形起伏和河流的下切总量(图 4b和4d)，结果显示下切量最大值位于流域盆地的中部地区，并且多条河流发育两个主要裂点，表明陡峭河流峡谷地区发生过两次河流下切速率增加的过程。磷灰石(U-Th)/He热年代学数据表明80~32Ma期间，内华达山系地区的侵蚀速率为约0.04mm/a，并且流域盆地在这期间最大地形起伏为1~2km^[53]，而科恩河和王河地区发育的两级裂点表明，最新一次快速下切发生在3.5Ma以来，早期的快速下切则发生在32.0~3.5Ma之间^[34]。残余地貌重建河道剖面揭示的最大支流高差，与从同一地点的氦年龄数据得到的古地形起伏(1~2km)非常一致^{[50, 53]}。磷灰石(U-Th)/He热年代学数据显示残余地形为晚白垩纪内华达地区的古地形，表明晚白垩时期内华达山系的山峰高程约为1500m(±650m)，小于山脉的现今2500m高度，进而证实了山脉后期经历构造隆升的认识^[54~58]；而且晚白垩纪和中新世时期山脉高程为1500m，能较好地解释中中新世山地屏障所造成的山脉东西两侧δ¹⁸O的分馏^[52]，不支持晚新生代以来内华达山系高程逐渐减小的结论^[50]。

图 4(Fig. 4)

图 4 美国内华达山地区河流纵剖面陡峭系数(a，b)及古河道剖面重建(c，d) 据文献[34]修改 Fig. 4 Channel steepness for the rivers near Nevada Ranges, US(a, b) and reconstruction of the paleo-longitudinal river profiles(c, d), modified after reference[34]

南美安第斯山脉地区的河流地貌系统记录了地表侵蚀与构造抬升的耦合关系^{[59, 60]}。Schlunegger等^[38]探索了安第斯山脉东部的河流盆地几何形态和抬升模式是否受到区域降水量的影响。研究对贝宁盆地上游地区的地貌特征和中尺度(5km)的降水量数据^[61]进行分析，利用抬升、侵蚀和流域盆地上游流域尺度之间的关系评价了气候、构造对地貌形态的驱动机制。研究首先获取了区内河道的陡峭指数(k_s)和凹度指数(θ)，通过河道陡峭指数的变化识别基岩抬升速率的空间差异分布^{[62, 63]}。山地降水梯度的变化主要反映在河道凹度指数上^{[64, 65]}。

结果表明，贝宁河源区主要河流S-A双对数图显示出差异明显的三部分(图 5b~5d)，为典型的非均衡河道，表现为瞬时地貌发育阶段^[38]。上游河段河道的陡峭指数和凹度指数较低，向下游逐渐变为负凹度指数和陡峭指数增加的反转区(如裂点区)。裂点区凹度值多为0.8~4.0(图 5b~5d)，与构造活动造山带的稳定状态河流的平均值相比较，上述坡度与凹度值均大2~6倍^[66]；中部河段的陡峭指数达到600m^0.9(图 5b)，以平均梯度为(60 ±6)%为边界，发育有大量滑坡^[67]；再向下游地区，河道陡峭指数和凹度指数则变为与上游河段相同的低值，坡度平均值为(48±8) %。较为有趣的是，陡峭指数的最大值主要分布在约2800~4000m高程范围内，而高凹度指数值则出现在更靠近下游的约1200~3000m高程范围，空间上与下游降水梯度的高值区一致(图 5a和图 6)。凹度指数的峰值出现在降水梯度增加最快速的长度为15km左右的河段(图 5和图 6)，这一结论从而支持河道的陡峭指数与基底岩性不相关的认识^[68]。

图 5(Fig. 5)

图 5 南美安第斯山脉区河流纵剖面(a)和S-A双对数图解(b~d) 据文献[38]修改 Fig. 5 Longitudinal profiles for Andes rivers (a) and the log-log S-A plot(b~d), modified after reference[38]

Schlunegger等^[38]认为研究区内安第斯山脉的地貌形态与喜马拉雅东部相似，即低梯度上游河段之下发育了一系列陡峭、深切割的高起伏地貌单元。Finnegan等^[41]提出的喜马拉雅东部地区的构造控制作用也被用于解释贝宁盆地上游地区地形发育特征^[61]。除此之外，Safran等^[68]和Finnegan等^[41]的研究表明，地形发育特征和气候之间没有显著的对应关系。但考虑到目前Schlunegger等^[38]的结果，即地貌特征则和降水之间具有一定的相关性。Roe等^[64]曾探讨降水与地形之间的理论关系，并认为对于均衡河流(graded streams)来说，凹度大于1只发生在降水速率向下游增加的地区。Schlunegger等^[38]的研究从而扩展了Roe等^[64]的观点，认为高凹度值出现在下游降水梯度高(图 6c)的地区，并且随着降水梯度最快速向下游增加凹度达到最大值(图 6c)。这一发现在河流源头附近表现的最清晰，虽然源头地区河段流量小，但降水梯度的绝对变化最大，河流的凹度值会因此相应增加，因为降水梯度向下游增加对河流源头的流量影响最大。由于降水梯度的变化对向下游随着流域面积增大而累积流量的河段没有很大的影响，所以其对凹度值的潜在影响也会向下游逐渐衰减

图 6(Fig. 6)

图 6 安第斯山脉地区地貌参数(a，b)和降雨量(c)分布特征 据文献[38]修改 Fig. 6 Geomorphic indices(a, b)and the precipitation pattern (c) near Andes Ranges, modified after reference[38]

在安第斯山脉地区东部，宇宙成因核素给出的短期侵蚀速率与热年代学指示的长期的侵蚀速率相一致，表明几百万年来侵蚀速率并未发生重大变化^[68~70]，另外安第斯山脉也在晚中新世前隆升到一定的高度，进而能够干预降水量和侵蚀的空间分布^{[60, 71~73]}。上述研究表明现代降水和侵蚀状态可能已经存在了几个百万年。裂点在形成后经历长期的演化会加快流域内的侵蚀过程，并使得河流纵剖面回到均衡状态^{[3, 65]}(图 7a)，而安第斯山脉地区地貌特征表现为缓慢侵蚀的高原和快速侵蚀的裂点并存，即河流源头为平缓高海拔高原地貌，向下游过渡到有清晰裂点存在的河道。因此，在百万年尺度上，我们需要合理的解释控制瞬时河流纵剖面特征的机制及其因素。基于耦合的侵蚀-卸载一维模型，Masek等^[59]认为通过山区侵蚀驱动均衡反弹的正构造反馈可以很好地解释河流源头高海拔地形的保存，快速侵蚀通过均衡补偿(flexural isostatic compensation)导致基岩抬升。在贝宁河流域盆地上游河段陡峭指数和凹度指数最大，导致在20km长的空间范围上侵蚀卸载^{[67, 68]}。后续研究发现，在抗弯曲强度(flexural rigidity)大于10²²Nm的地区，侵蚀的响应波长可能和整个贝宁盆地上部一样宽^[38]。由于侵蚀卸载的空间尺度包含整个流域盆地，因此也对河流源头地区的抬升起到了较大贡献，河流源头地区的高度可保持不变或实际上已经被抬升了数百万年^[73]。不难看出，裂点快速下切河段之上和之下全部表现为相一致的陡峭指数和凹度指数^[38](图 5b~5d和6b，6c)，这也支持了侵蚀卸载驱动长波长、构造隆升的解释。集中侵蚀和长波长、构造隆升正反馈相结合使高海拔的河流源头区域的地貌特征得以保存(图 7c)，这也使得降水特征和溯源侵蚀的高凹度河段长时间保持。如果高海拔源头区的地形没有被长期保存，那么降水通道将不断向更上游迁移，进而引起高原快速侵蚀和破坏(图 7b)，最终和我们现今观察到的地貌特征是不符合的。

图 7(Fig. 7)

图 7 安第斯山脉地区基岩河道响应构造隆升及降水梯度概念模型 据文献[38]修改 Fig. 7 Conceptual model of the channel response to tectonic uplift and precipitation pattern, modified after reference[38]

新生代以来印度板块与亚洲板块的碰撞，在青藏高原边缘造就了广泛地壳变形。青藏高原东南缘的地貌格局在形成过程中记录了区域地表抬升和气候变化的相互作用^[39]。青藏高原东南缘发育了分布广泛而连续的高海拔、低起伏残余地貌。残余地貌面风化程度高，具有厚层的风化壳，剥蚀速率低，地貌面上的河道梯度非常低，并且与周缘的深切河谷侵蚀基准面隔离开来^[74]。Schoenbohm等^[39]选择红河地区的河流地貌展开研究，重建发育于这些低起伏残余地貌面上的古红河水系，并运用恢复的古河道数据约束红河地区地表抬升量，以及红河断层倾向滑动量及其分布特征。在他们的研究中，利用90m分辨率的数字高程模型(DEM)，提取97条红河支流的河流纵剖面，河流纵剖面表现为明显的瞬时发育特征，裂点将河道分割为不同的部分，每部分河道的参数都有明显差异。3种不同形态的河道剖面大致表现为：1)78条支流的河道剖面由三部分组成(图 8a)：上游河道为流经残余地貌区的河流形态，以较低的凹度指数和陡峭指数为特征；中游河道段有中等的凹度指数和陡峭指数；而继续向下游河道则表现为较高的凹度指数和陡峭指数。2)4条支流的河道剖面由两部分组成(图 8b)。3) 剩余的15条河道剖面没有可识别的裂点(图 8c)。

图 8(Fig. 8)

图 8 青藏高原东南缘红河支流纵剖面和S-A双对数图解 据文献[39]修改 Fig. 8 Longitudinal profile of the Red River tributaries in the southeastern Qinghai-Tibet Plateau and log-log S-A plots, modified after reference[39]

选用与Clark等^[34]相同的思路，Schoenbohm等^[39]又重建了红河支流的古河道剖面，进而定量地估算了河流下切量和断层位移量(图 9a和9b)，并探讨了红河水系发育与红河断层位错的关系(图 9c)。最终选择发育在残余地貌面之上，并且裂点位置不受岩性控制的28条支流，恢复了河流下切前的古河道剖面。我们可以简单的理解为，重建的支流河道剖面向下游与主河道之间的高程差就是该支流的下切量(图 9a)。定量恢复结果表明，红河水系下切幅度大致为500~1600m(图 9a)，红河断层的最大垂直位移量约为750m(图 9b)；同时，利用14条有残余河道的支流和16条没有残余河道的支流，重建中部河段的河流纵剖面形态，发现中部河段到下部河段的下切量大致是上部残余河段到中部河段的下切量的两倍(图 9d)；此外，通过跨红河断层两侧的支流水系剖面恢复，获得了红河断层的垂直位移量的空间展布特征：断层南部的相对位移很小，向北部增加，最大可达约750m(图 9b)。

图 9(Fig. 9)

图 9 红河水系古河道恢复及河流下切量/断裂位移量获取 据文献[39]修改 Fig. 9 Paleochannel reconstruction and incision/offset estimation along the Red River, modified after reference[39]

Schoenbohm等^[39]上述有关红河地区的瞬时河流地貌研究，揭示了青藏高原东南缘新生代构造和地貌演化的规律，提出了青藏高原东南缘构造地貌演化的两种模式：1) 两期抬升模型，在这一模型中，支流基准面(干流剖面)随时间变化是常数，高原的脉冲式生长直接传递给支流形态，导致河流两期下切。这一模型认为青藏高原东南缘地貌的演化完全受构造抬升速率变化的影响，经历了两期生长：第一期相对较慢的生长和第二期脉冲式的快速抬升(图 10a)；2) 气候驱动下切模型，在这一模型中，抬升速率随时间变化是常数，主河道通过改变他的梯度和增加支流的侵蚀基准面去响应高原抬升(图 10b，时间2和3)。高原表面的抬升导致季风强度增加^[75]，从而使得河流的流量和下切速率增加，河流快速下切被触发，主河道回到低梯度状态，引起支流基准面下降(图 10b，时间4和5)，导致河流两期下切。这一模式认为构造抬升速率不变，河流的两期下切更可能是河流水系对区域气候变化的调整响应结果(图 10b)，高原抬升随着季风强度增加，以及河流流量和下切速率增加，共同控制并影响区域地貌的演化进程和幅度。

图 10(Fig. 10)

图 10 青藏高原东南缘红河地区瞬时地貌揭示两期下切模式 据文献[39]修改 Fig. 10 Two-stage incision pattern along the Red River in the southeastern Tibetan Plateau, modified after reference[39]

青藏高原东北缘的阿尼玛卿山地区被东西走向的东昆仑断裂横切，高起伏强烈切割的地形特征与周围平坦的高原地形存在明显的差异。现有研究表明东昆仑断裂向东终止于阿尼玛卿山地区^[76]，但阿尼玛卿山地区的地貌发育特征与黄河及其支流的下切是否记录了山脉的差异性抬升仍然没有定论。

图 11(Fig. 11)

图 11 阿尼玛卿山地区河道陡峭指数(a，b)和裂点(c，d)分布特征 据文献[27]修改 Fig. 11 Channel steepness of the rivers near Animaqing Ranges(a, b)and the distribution of knickpoints(c, d), modified after reference[27]

Harkins等^[27]对阿尼玛卿山地区约300条黄河支流的纵剖面进行分析，揭示黄河支流裂点和陡峭指数的分布特征。结果显示在若尔盖盆地上游的黄河显示平滑、下凹的剖面，没有明显的裂点，并且支流的陡峭指数较低(图 11a)。而在盆地下游，几乎所有的黄河支流都通过非常陡峭的河道汇入黄河(图 11b)，广泛分布的裂点及深切峡谷特征说明若尔盖盆地以下的黄河及其支流水系仍然处于调整的瞬时状态；另外，Harkins等^[27]还通过分析若尔盖盆地下游的116条黄河支流的剖面，发现所有支流在与黄河的汇水点附近或之上都有裂点，其中与岩性边界无关的82个裂点的高程(H)几乎位于统一的高程范围内，并与裂点上游的流域面积(A)无关，裂点的高程(H)与支流河口到同德的距离(D)可拟合出一条近水平的直线：H=0.0005D+3375，该直线的斜率误差(S)为±0.0005(图 11c)。而裂点离开黄河干流的水平距离(D)则与流域面积呈幂次函数关系(图 11d)，在一定程度上反映了裂点迁移的速率。

在阿尼玛卿山北部地区河流裂点的上游也普遍存在低起伏的残余地貌面，Harkins等^[27]同样利用残余地貌面上的河流形态重建了支流的古河道剖面。利用若尔盖盆地和同德盆地之间发育在残余地貌面之上的30条黄河支流获得了古河道剖面形态，结果发现野外观测的最高阶地的高程与重建的古河道剖面拟合的高程相一致(图 12a~12c)，进而证明了用残余地貌上的支流重建裂点之下的古河道剖面的方法可行。

图 12(Fig. 12)

图 12 若尔盖盆地和同德盆地之间的黄河(a)及其支流(b，c)的古河道剖面重建 据文献[27]修改 Fig. 12 Paleochannel reconstruction for the Yellow River (a) and its tributaries(b, c) between Zoigê and Tongde Basin, modified after reference[27]

通过对阿尼玛卿山地区的黄河及其支流进行分析，Harkins等^[27]的研究也揭示河流纵剖面及其地貌发育特征中所指示的构造-气候意义。裂点上游的河道剖面和侵蚀速率所揭示的低起伏、低侵蚀速率残余地貌表明基岩抬升速率已经接近平衡状态。侵蚀速率和河道陡峭指数均向阿尼玛卿山中部地区增加的特征表明阿尼玛卿山地区存在差异性基岩抬升。山脉中部的侵蚀速率是山脉北部和东部边缘的两倍，沿黄河主干河道重建的河道梯度也向山脉中部呈现出增加的趋势，这与支流陡峭指数的变化相匹配。上述结果总体支持阿尼玛卿山地区高海拔地形受东昆仑断裂东部尾端构造变形被山体隆升吸收的假设^[76]。Harkins等^[27]对阿尼玛卿山地区的河道剖面、河流下切速率以及流域侵蚀速率的研究，揭示了黄河及其支流的下切与构造抬升差异之间的关系以及黄河及其支流对基准面下降的响应程度，大大地促进了对构造、气候和侵蚀之间相互反馈关系的理解，同时也深刻地揭示了瞬时河流纵剖面所指示的构造-气候相互作用内涵。

上述有关全球较为活跃或者典型的造山带地区瞬时地貌发育特征研究，为我们展现了部分构造地貌、河流地貌的前沿科学问题。河流系统作为对构造活动和气候变化最为敏感的地貌单元，对其开展深入研究能够为我们解释差异构造运动及其与气候变化相互作用提供新的视角和切入点。近些年来，西方学者开始关注青藏高原内部及其周缘河流水系的演化过程，发表的研究成果开始得到国内外同行的关注和引用，但相比于国际上有关构造地貌、河流地貌演化的研究成果，仍然较为薄弱，这主要归因于：1) 西方学者注重多学科、多手段(如，沉积学、构造地质学、热年代学和数值模拟等)的综合研究，而我国构造地貌、河流地貌研究还大多侧重一个方面，系统综合研究的科学思路较为匮乏；2) 构造地貌、河流地貌的发育是一个复杂的过程，需要不断的研究加以认识和理解。仍以河流纵剖面发育为例，如果我们在研究中发现其表现为光滑的下凹特征，可以初步判断该区河流可能处于均衡状态^{[7, 27, 32]}(图 1e和图 2a)，而对于瞬时地貌发育阶段明显上凸的河流纵剖面^[28](图 1f和图 2a)，我们可以推断，要么河流流经地区为差异构造活动区，要么岩性差异控制了研究区河流纵剖面的不规则上凸。然而，光滑下凹的河流纵剖面，虽然能够代表河流的均衡状态，但其所处地区仍然可以为构造隆升地区，即构造隆升与侵蚀堆积相互平衡的地形发育均衡时期^[26]；同样，河流上凸纵剖面揭示的差异抬升也未必为一期构造活动导致，不同期次的断裂活动可以形成多期次裂点，多期河流裂点不断向上游迁移、叠加，共同构成现今所观察到的河流纵剖面总体形态。只有通过不同研究方法，结合实地野外考察，将各种可能的因素逐一分析，才能够最终确定均衡地貌或者瞬时地貌发育特征的构造-气候控制作用。

在活动造山带地区，流域盆地及其内部水系对构造隆升、气候变化等控制因素最为敏感的，河流地貌发育特征和演化过程记录了不同尺度构造、气候以及侵蚀基准的变化信息，是理解构造-气候相互作用过程及其机制的基础。河流地貌发育过程中处于非均衡状态的瞬时地貌在揭示上述作用过程及机制方面具有较强的启示意义。瞬时地貌发育期的河流纵剖面记录了丰富的构造、气候以及侵蚀基准的变化信息，可以作为研究区域构造、地貌演化的切入点。河流瞬时地貌期河流纵剖面上发育的最典型的特征，即河流裂点，它可以用来揭示区域构造抬升速率变化^[77]、侵蚀基准面变化^{[8, 26]}以及外部气候条件的改变^{[8, 78]}。河道的陡峭指数高往往代表了基岩抬升速率和河流下切速率增加，基岩抗侵蚀能力增强，气候条件的侵蚀能力减弱(较低的年平均降水量和/或降水量变化较小)有关^[79~84]。

我们在简要概述了河流瞬时地貌概念的基础上，引出瞬时地貌在河流纵剖面的典型标志，即河流裂点；继而概要介绍了河流裂点的形成过程及其机制；接下来以河流纵剖面分析为基础，提出了河流裂点识别和提取的方法；以北美内华达山系，南美安第斯山脉以及青藏高原东南缘、东北缘等地区为例，总结了瞬时地貌研究中河流纵剖面分析的主要手段，并探讨了上述研究揭示的构造-气候相互作用内涵及其意义。上述研究通过河道剖面、裂点、河流下切速率、流域侵蚀速率分析以及重建古河道剖面等方法，结合构造热年代学方法，强调了利用河道剖面的分析去探索瞬时地貌系统河流对外界驱动力变化的响应，从而揭示其中所包含的构造-气候内涵。活动造山带内不均衡的河流瞬时地貌系统的发育及其调整过程如何响应区域构造变形、断裂活动及其侵蚀基准与外部气候条件的变化，目前是我国构造地貌、河流地貌研究的薄弱环节，后续需要更加详细和进一步的工作加以强化。青藏高原作为国内外大陆动力学研究的理想实验区，构造活动强烈，地貌发育类型复杂多样，同时又是不同气候系统相互作用的场所，因此后续研究应不断认识和理解青藏高原构造地貌、河流地貌演化过程，重点开展高原水系及其河流裂点的溯源迁移过程，恢复和反演高原不同构造部位的地貌演化历史，探讨构造-气候对地貌演化的控制和驱动作用

致谢 审稿专家及《第四纪研究》编辑部的老师们对本文的修改提出了许多宝贵意见，在此致以真诚的谢意!