2015, Vol.35
1 引言
新生代以来印度-欧亚板块的碰撞以及其后印度板块的契入造就了世界上绝无仅有的青藏高原，同时导致了亚洲内部强烈的新生代构造变形及频繁的板内地震活动，对其周边地区的地形地貌与环境产生了深远影响[1, 2]。与其他边界部位如喜马拉雅山、昆仑山、祁连山、龙门山等陡降的地形不同，高原的东南缘地形特殊，高原边界模糊、高程变化较缓。缓降的地形为亚洲季风长驱直入到高原内部提供了通道，也为雅鲁藏布江、怒江、澜沧江及金沙江等河流水系的发育提供了条件[3, 4]。主干河流下切深且窄，同时与高海拔平坦面相间并存，与较常见的陡变高原边缘形貌特征大相径庭。高原东南部藏东南-滇西地区经历了新生代以来印度-欧亚两大陆的碰撞、挤压以及印度板块的斜向俯冲，促使该地区三大断裂系统（高黎贡断裂、澜沧江断裂和哀牢山-红河断裂）强烈会聚，造就了三江并流的地貌格局[3, 4, 5, 6]: 在平面上，怒江、澜沧江和金沙江在上千公里范围内近平行地穿过高原边缘、急剧拐弯，最狭窄处仅数十公里间距；在纵向上，河流下切深且窄，形成了特有的深切河谷。
如何解释高原东南缘特有的河流侵蚀地貌有着比较突出的意义，其成因与该地区的抬升历史密切相关。对于这个问题，目前的认识还存在较大的分歧。“下地壳流动模式”认为高原东南缘在抬升之前存在一个区域上延伸数千公里的低海拔残留面，随着中下地壳物质从高原中部向边缘流动发生拱抬作用的同时产生南东方向的倾斜式抬升[7]；在时间上，低温年代学年龄与高程之间的关系特征表明区域地面抬升快速冷却开始于13～9Ma[8, 9, 10]。高原北东向阶段性次序生长的“挤出模型”[2]则认为高原东南缘与高原南部一样是最早形成的高原部分，该地区在沿红河断裂和实皆断裂长距离挤出过程中，在约15Ma前已完成了峰期地壳缩短增厚和抬升[11, 12, 13]，近于目前的海拔高度，成为高原的一部分。如此大的分歧，很大程度上是因为青藏高原东南缘的热年代学数据较缺乏，高原东南缘地面抬升年代和时限不太明确，各种观点往往基于有限的点位研究。总体上来说，三江地区构造地貌研究程度远低于青藏高原东北缘和南边界的喜马拉雅造山带。对高原东南缘抬升和演化的充分理解及限定需要积累相关河流地貌发育的数据去论证。
河流体系作为地表侵蚀过程的主要营力，其形成和发育记录了地貌演化的丰富信息。在构造抬升活跃的地区，河流强烈的下切作用往往形成深切的高山峡谷地貌，而河流的下切速率可以作为局部构造抬升速率表征之一[6, 8, 14, 15, 16, 17]。通常情况下，河流侵蚀对岩体抬升的响应较快，常用侵蚀速率的变化来指示局部岩体抬升[6, 8, 14]。前人对三江流域宇宙成因核素研究表明[17]: 金沙江较低侵蚀速率（峰值为 0.04±0.01mm/a）主要与降雨量有关，而怒江和澜沧江较高的侵蚀速率峰值（分别为 8±3mm/a和 0.5±0.7mm/a）是对岩体抬升强烈程度的响应。总而言之，造山带的构造隆升与三江并流的地貌特征（怒江、澜沧江和金沙江）有着密切联系，对芒康地区进行河流侵蚀和热年代学研究，有助于更好地理解河流发育过程及其对构造活动的响应。
2 地质与地貌背景藏东南-滇西三江构造带处于印度板块和扬子板块汇聚带上，在全球构造格局中具有板块边缘的构造特征；同时，由两大板块分裂出的一些较小的地块，在以后的发展中成为微陆块或地体[18]。目前普遍认为高黎贡山、保山以及昌宁-孟连等澜沧江以西属于冈瓦纳古陆的范畴，兰坪-思茅属印支板块，具有亲扬子属性[19]。三江地区的大地构造属性与划分方案历来受到争论，本文按照潘桂棠等[20]（2004）划分方案: 三江特提斯造山带由3条板块缝合带和夹于其间的微陆块和弧地体构成，3条缝合带自西向东时代逐渐变老，依次为雅鲁藏布江缝合带、班公湖-怒江缝合带和西金乌兰-金沙江缝合带；三江地区夹持在班公湖-怒江缝合带和金沙江缝合带之间，大地构造单元属于羌塘-昌都地块；基本构造轮廓自西向东表现为怒江-高黎贡断裂、澜沧江和红河-哀牢山带的线性发育，以及介于其间的复杂构造组合[21]。三江地区北段由西向东分为4个次级构造单元: 昌都微陆块、江达-德钦-维西陆缘火山岩浆弧带以及金沙江弧陆碰撞结合带，再向东为义敦岛弧带。
青藏高原作为世界上海拔最高、面积最大的造山成因高原，其突出地貌特征是（图1所示）: 内部海拔高、地形起伏小，外围由地势陡降或地形起伏较大的高原边界山脉如喜马拉雅山、昆仑山、祁连山及龙门山等所围绕[22, 23]；东南缘边界较模糊，高程变化较缓，平均海拔从高原内部的约4500m渐变到云贵地区约1500m的水平跨距约为1000km，并发育有三江并流格局。图1显示高原东南缘的地势起伏特征，该地区地形地貌的一个主要特点是地形起伏度的高值点通常沿着主要河流的干道呈线状分布，区域地貌特征中尺度和小尺度范围内呈现出吻合的特点，因此本地区的地势起伏特征可能与河流侵蚀高程差（fluvial relief）占主导地位有关[23]。当然，除了河流侵蚀，鲜水河、红河-哀牢山和高黎贡断裂等构造活动也在一定程度上控制了地形起伏较大的局部狭长地区。沿河高程差的最大值出现在 25°～31°N的区段，往上游和下游两个方向地形高差均逐渐降低。在 31°N以北的河流上游，往高原内部沿河的高地形起伏度逐渐减小，最终趋同于高原内部的背景地形起伏度（约300～500m）。在这个区域，地形高差不再指示河流的位置，或者说河流的下切较弱，不是起主导作用的地貌过程。而我们的研究区芒康-左贡一带则介于以河流下切不强、地势高平的高原面到以深切河谷地势陡峭为特征的梅里雪山-德钦地区之间。对这样一个过渡区的研究可以为青藏高原东南缘地貌演化在空间上发育扩展中衔接部位提供相关特征等信息。
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图1 青藏高原DEM地貌特征及研究区地形起伏度(红色五角星为研究区域) Fig.1 Map showing geomorphology of the Tibetan Plateau and topographic cross section of study area(red star represents study area) |
本次采样位置位于芒康-左贡之间的东达山岩基(29.56°～29.72°N，98.01°～98.20°E)，属于澜沧江支流流域部分(图1、图2a和2b)，具体采样位置详见 表1-A。在横跨三江地区近E-W向高程剖面图上(图1)，怒江、澜沧江、金沙江和雅砻江等干流形成深切窄河谷，山脊沟谷高程差最大可达3～4km，而夹持在大河之间是海拔相对较高地形起伏较微弱的平坦面，高程大致在4～5km。研究区区域上表现为“负地形”的总体特征[3, 23]，即高海拔与低起伏和低坡度对应，而低海拔则与高起伏和高坡度对应的镜像负相关的空间对应关系。地势平坦面被认为是与高原面相连的、形成于高海拔环境的“削平面”，遭受河流侵蚀和下切的破坏改造后存在的局部残留体[3, 22]。研究采样点所在岩体紧邻澜沧江河谷的西肩，处于低起伏平坦面向深切河谷的过渡地段(图2a)。因此，芒康东达山研究点不论在大尺度区域还是小范围的空间尺度上，均处于地貌发育的过渡带。
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图2 澜沧江流域DEM简图及芒康地区河流水系特征 (a)澜沧江流域DEM及前人宇宙成因核素采样位置[17]；(b)研究区水系分布及采样位置(白色斜体数字 1～4 为支流)； (c)研究区支流河流纵剖面特征(该地区河流纵剖面提取是通过ArcGIS和MATLAB程序完成，具体步骤参见张会平等[24]) Fig.2 DEM of Mekong river watershed and drainage distribution of Mangkang area. (a)DEM of Mekong river watershed and previous sample locations for cosmogenic nuclide dating； (b)Drainage distribution and sample locations of study area (with italic number represent tributaries)； (c)River longitude profiles of study area |
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表1 样品采样信息(1-A为本次研究采样点信息；1-B为前人宇宙成因核素采样点信息[17]) Table 1 Information on samples(1-A: samples from this study；1-B:published cosmgentic data) |
东达山岩基长约185km，宽2～20km，出露面积达1800km2。该岩基位于澜沧江断裂西侧，北起察雅县卡贡，南达左贡县贡马乡，呈NW向展布于东侧下石炭统和西侧古生代吉塘群之间，与围岩多为断层接触，局部可见侵入接触关系，围岩发育红柱石角岩、大理岩及矽卡岩。前人测得花岗闪长岩中黑云母K-Ar年龄值为216～194Ma，花岗闪长岩全岩Rb-Sr等时线年龄值为219Ma[25]，花岗闪长岩LA ICP-MS的锆石U-Pb年龄表明该岩体形成于三叠纪晚期(本作者，未发表数据)。
3 测试方法及结果 3.1 测试方法本文磷灰石样品(U-Th)/He年龄测试工作在法国南锡 CRPG惰性气体-热年代学实验室进行。实验测试经过如下步骤:1)从每件磷灰石样品中手工挑选5～15颗粒度大小合适、不含包裹体、晶型尽量完好的磷灰石晶体，测量晶型并进行α发射校正，晶型尺寸控制在 125±20μm与300±100μm之间； 2)将磷灰石颗粒样品置于铂坩埚上，放于耐热真空炉中经过抽气、排气，使本底值达到要求后，把坩埚放入炉内在1000℃下加热30分钟以提取He； 3)提取出来的He在低温条件下对4 He/3 He 分别进行聚集、纯化后，利用惰性气体质谱仪测定4 He/3 He，空白样的测试误差小于10fg(相当于He含量的0.2 ％ )； 4)测试完4 He/3 He后的颗粒与LiBO2熔合，然后将样品置于浓度约为30 ％ 的HNO3中溶解，得到的溶液用外校正液相色谱法通过ICP-MS 来测量 238 U/233 U和 232 Th/229 Th比值，从而得到磷灰石和锆石晶体中U和Th的含量[26]。本次分析U和Th的测试误差为2 ％ ～3 ％ ，测试的空白样的U和Th含量均小于2 ％ 。α发射校正和FT(磷灰石矿物中He的保存率)计算按照Caltech的测试标准执行[27, 28]。实验给出两个矿物颗粒的年龄值，如 表2所示。
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表2 藏东南芒康地区东达山岩体磷灰石U-Th/He年龄 Table 2 Apatite U-Th/He age of the Dongdashan pluton，Mangkang area，southeastern Tibetan Plateau |
本研究共采集基岩样品5个，位于芒康地区澜沧江支流(图2a和2b)，样品信息和测试结果见 表2。该支流从西北向东南汇入澜沧江干流，采集的5个样品高程逐渐降低，年龄从西北向东南分布: TL09-06为 18.8±1.1～16.3±1.0Ma，TL09-08为 19.6±1.2～17.35±1.1Ma，TL09-11为 19.6±1.2～19.2±1.1Ma，TL09-12为 22.8±1.4～22.8±1.4Ma，及TL09-14为 16.9±1.0～15.2±0.9Ma。总体来说，磷灰石(U-Th)/He年龄分布在23～15Ma之间。从年龄-高程图(图3)中可以看出除了样品TL09-12年龄大于20Ma，其他样品年龄集中分布在18Ma左右，与高程变化无明显相关性。
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图3 本研究样品磷灰石U-Th/He年龄-高程图 Fig.3 Age-elevation relationship of apatite U-Th/He data of this study |
由于本次采集的样品水平距离跨度较大，不适宜用年龄-高程剖面推算其剥蚀速率[29]。由此，本文根据Willett和Brandon(2013)[30]编写的程序计算研究区的侵蚀速率，AHe的动力学参数据Farley(2002)[27]。运行该程序前设置的主要参数为:1)据前人在三江地区开展的热年代学工作[31, 32]，假定研究区现今地温梯度为25～35℃/km； 2)侵蚀持续时间为219Ma即样品的成岩年龄[27]； 3)依据样品的所处位置及AHe的封闭温度值获取的区域平均高程，其中，北部的两个样品TL09-06和TL09-08为4900m，其余3个样品位于南部的样品为4500m； 4)5个样品所处位置的不同，对应获取的区域平均高程不同，其地表温度分别为0＋273和1＋273[30](in kelvin)。侵蚀速率计算结果(表3和 图4a)表明: 从空间分布来看，北部2个样品(TL09-06和TL09-08)的侵蚀速率比南部3个样品(TL09-11，TL09-12及TL09-14)的总体上要高，为其1.5～3.0倍左右。此外，接近芒康研究点TL09-08和TL09-14垂向南北高程剖面的剥蚀速率分布为0.133km/Ma和0.038km/Ma(刘静未刊资料)，前者是后者的3倍左右。
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表3 芒康东达山岩体及周边地区侵蚀速率 Table 3 Erosion rate of the Dongdashan pluton and adjacent area in Mangkang region |
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图4 本研究样品磷灰石(U-Th)/He 获取的侵蚀速率及热历史模拟 (a)单颗粒样品获取的侵蚀速率，方法据Willett和Brandon(2013)[30]；(b)热历史模拟最佳拟合结果汇总图(APRZ即磷灰石部分保存带) Fig.4 Modeled thermal history and erosion rate of apatite samples in this study. (a)Erosion rate obtained from single apatite sample，based on Willett and Brandon(2013)[30]；(b)best fit lines of modeling showing trajectories cooling (APRZ represents Apatite Partial Retension Zone) |
本研究借助于HeFTy(version1.8.0)[33]模拟软件对新获取的5件磷灰石(U-Th)/He数据进行了时间-温度的热模拟，模拟条件为: 校正参数使用Flowers等(2009)[28]磷灰石的辐射损伤积累和退火模型(RDAAM)； α停止距离及年龄α校正均根据Ketchman等(2011)[34]计算； 模拟方法选择Monte Carlo，拟合曲线数为10000条； 依据区域地质构造背景预设时间-温度变化，本文假定研究区地温梯度为30℃/km，地表温度为5℃，磷灰石(U-Th)/He封闭温度为67℃，He部分保存带为40～80℃[27, 28]； 模拟结果和观测结果的拟合程度用函数GOF(Goodness of Fitting) 的大小表征: 如果0.05＜GOF＜0.5，表明模拟结果是可以接受的； 如果GOF＞0.5表明模拟结果是好的或者高质量的。通常情况下，如果GOF＜0.05，表明模拟结果是不可信，可以将其摒除，在分析样品热历史的时候不予以考虑[33, 34]。此外，反演模拟之前本文引入新生代(30～10Ma)以来区域冷却剥蚀事件为一个地质约束条件[6, 15]: 该时期由于青藏高原的隆升，再次激活了三江褶皱系的剥蚀作用； 在反演模拟时限定(40～120℃)的温度时间热历史。
模拟结果表明，尽管样品TL09-14、TL09-06和TL09-08的模拟结果出现GOF＜0.5的情况，但其GOF远远大于0.05，所以本研究5个样品的热模拟结果是可信的。此外，从获取的最佳模拟路径来看(图4b)，尽管冷却起始时间不一样，两个样品TL09-06和TL09-08经历了几乎相同的冷却速率，速率为28℃/Ma； 相对于样品TL09-11和TL09-14缓慢的冷却速率，样品TL09-12在大约21Ma左右同时经历快速冷却事件，其速率为40℃/Ma。
4 讨论青藏高原东南缘地处横断山脉高山峡谷区，侵蚀强烈，峡谷纵横，自然环境条件恶劣。加之地形高差大，坡度陡，交通不便，地质灾害频繁发生，为野外调查提供了巨大不便，因而对藏东南-滇西的构造地貌研究相对较薄弱。近10年来，川西、藏东地区构造抬升的低温热年代学研究逐渐成为热点，但多数集中在本研究区的以东地区，如龙门山、川西高原以及东构造结地区[8, 9, 10, 15, 35, 36]，而三江地区同类的研究相对较少。青藏高原东缘-东南缘的不同部位很可能经历了明显不同的构造抬升历史和侵蚀过程[7, 8, 9, 13, 15, 23, 31, 32, 35, 36, 37, 38, 39]。从构造域的角度来讲，三江与川西高原之间有金沙江缝合带分隔。该缝合带尽管是老构造[18, 19, 20]，但没有证据表明第三纪以来未发生新构造的活化。
芒康地区热年代学新数据为三江地区的构造抬升模型提供了一定的数据约束。该地区一个突出的地貌特点是高悬于深切河谷之间的平坦地貌面从高原内部向外的延伸(图1和 图5a～5c)。较流行的下地壳流动模型[6, 7]认为这个地势平坦面代表先存低海拔残留地表面(relict surface)，随着中下地壳物质从高原中部向边缘部位重力蠕变流动的拱抬而发生向南东方向的倾斜式抬升[7]，进而以该残留面为参照面，用多个花岗岩岩体磷灰石和锆石U-Th/He年龄-高程冷却速度增加的特征来阐述川西到龙门山一带地表的快速抬升开始于13～9Ma，并存在约2km的抬升量[7, 9]。该模式的一个关键性假设就是夹持在河流之间的地势平坦面在区域地表面抬升之前是一个统一的低海拔、低起伏的“类夷平面”，区域上延伸数千公里，从高原内部的内/外流水系分界线一直到南中国海，在横向上具有可对比性和等时性。而综合本文报道的新数据和前人已发表的结果[7, 9, 10, 15, 31, 32, 35, 36]，三江地区的地貌演化在空间上是不均匀的，可能不存在一个统一的、等时性的参照面。例如川西高原稻城、理塘、雅江等地，地势平坦面上采集的海拔4000～5000m的花岗岩样品往往是80～100Ma AHe年龄[8, 32]，代表晚白垩纪以来处于持续缓慢剥蚀的老地形。而芒康东达山岩体，虽然地貌特征、海拔高度(大约4000～5000m)与稻城平坦面类似，且看似与后者连续，但AHe年龄却很年轻(集中在18～20Ma左右)，比之更老的，比如与80～100Ma对应的上部岩石已经被剥蚀去顶。进一步说明川西-藏东-滇北一带高海拔低起伏地貌面的形成是穿时性的，有些地方很老，地形演化速度慢，而在其他地区发育的平坦面，即使看似可以用相似地貌特征来描述，但目前可获得热年代学数据却表明他们形成时间上存在差异。因此，不能将它作为一个区域上连续的等时面来计算及探讨一个统一的区域抬升启动时间。
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图5 芒康地区河流地貌与地表景观 (a～c)芒康地区澜沧江流域河谷地貌，(d)为东达山岩体采样照片 Fig.5 Field photos showing the general characteristics of regional landscape and sampling site in the study area. (a～c)shows the low-relief broad glacio-fluvial valleies near the head and drainage divide of tributaries，and (d) photo of the outcrop of Dongdashan pluton |
本次研究新获得的磷灰石U-Th/He数据结果表明该地区在早-中中新世期间(23～15Ma)经历了一次区域性冷却事件，在5Ma左右期间冷却速率从初期40℃/Ma降低到28℃/Ma直至更低。本研究采样剖面水平距离过大、跨过地形波长过长，无法用年龄-高程估算岩石到达封闭温度以来相对等温线的抬升速率[29]。磷灰石U-Th/He定年体系较低封闭温度促使其对地表形态变化较敏感，可以用来限定浅地表剥蚀作用的起始时间[40]。如 表1所示，芒康样品点的高程差跨度较大，接近1.3km，但是年龄大致都集中在18～20Ma左右(见 表2)。Wilson和Fowler[31]通过对芒康、维西以及川西等地区进行大尺度的磷灰石裂变径迹测年研究认为: 中新世(约20Ma左右)出现大范围的剥蚀作用导致了该区域的整体抬升； 低起伏度区域对应相对老的年龄，而高起伏度、河谷地貌发育区域的年龄偏小表征了快速剥蚀作用的开始，河流快速下切是侵蚀过程产生的主要驱动力。芒康侵蚀速率横向上的变化，即从南向北递增(表3和 图4)，以及研究点TL09-08和TL09-14附近垂向南北高程剖面中不同剥蚀速率(刘静未刊资料)表明三江地区地形属于非稳态的过渡型地形。从芒康点位来看，在高海拔、地势平坦面附近，支流上游或分水岭附近的侵蚀速率小，为0.04km/Ma； 而距澜沧江干流较近的地方相应热年代学得到的剥露速率较高，是前者的3～4倍。此外，北剖面直接位于澜沧江的一级支流，而且到干流的直线距离短，而南剖面位于另一支流的上游地区，到干流的直线距离长，河流陡峭系数较小。前者比后者与干流的连通性更好，更快地响应干流下切速率的变化。 如果干流下切速率增加，其值大于支流，在干流的下切驱动下，与之连通性好的边坡地形演化也较快，而更远地区的响应要滞后，这一阶段流域地形演化处于从原来的平衡态到下一个平衡态的瞬时过渡态，直到整个流域范围内达到新的平衡态。因此，这似乎可以较好地解释南北两个高程剖面体现的剥蚀速率的差异。同时也说明，芒康-左贡地区比较清晰地展示了澜沧江流域地形演化处于非稳态期。
研究区河砂10 Be反映的千年时间尺度与低温热年代学指示的百万年尺度的流域侵蚀速率空间差异分布特征类似，即干流下切速率高于支流。河砂10 Be获取的三江(怒江、澜沧江和金沙江)流域侵蚀速率的变化特征表明，从低起伏度的上游地区到中下游深切的峡谷处，侵蚀速率呈递增趋势，且在三江下游地区自西向东的递减[17]。澜沧江主干道和支流河砂 10 Be数据(表1-B和 表4)表明侵蚀速率在主干流远远高于其支流，干流中侵蚀速率最高处出现在该流域的最狭窄、起伏度变化最大处（27°～29°N）[17]（图2a）。尽管样品05-3R-4-MEK位于德钦地区澜沧江支流，从该样品推算出的高侵蚀速率（0.57±0.1mm/a）与德钦地区白马雪山岩体的高起伏度（3～4km）[3, 23]相对应。此外，由于采样点在德钦-奔子栏断裂附近，本研究认为不排除与此断裂重新活动有关。从河砂 10Be数据推算出本研究的芒康地区澜沧江一级支流（图2b）的侵蚀速率为 0.017±0.002mm/a，远低于该流域其他支流和干流。此外，芒康地区的高海拔位置究其原因，可能是上游芒康地区第四纪冰川作用的冰碛中沉积物储量及沉积物回收对地表带来的侵蚀效应[41, 42, 43]。在研究区，澜沧江支流大多呈现上凸型的河流纵剖面，这样的纵剖面形态往往代表支流河处于一种平衡态到另一种平衡态的过渡期[44, 45, 46, 47, 48]。本研究澜沧江支流的4个次级支流河流纵剖面除了1条略微呈现上凸形态，其他3条支流基本呈现轻微下凹状（图2c）。河流纵剖面的上凸型一般代表有裂点的，处于一种平衡态到另一种平衡态过渡期河流纵剖面，而下凹程度受流域发育时间、河床基岩岩性以及区域气候变化和构造运动等因子影响[42, 43, 45, 46, 48, 49, 50]。
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表4 10Be浓度及推算出的整个上游盆地的侵蚀速率（4-A）和中等尺度流域的侵蚀速率（4-B）* Table 4 Concentrations of 10Be and derived erosion rates for entire upstream basins（4-A）and intermediate reaches between samples（4-B） |
基于DEM数据提取的河流chi plot(χ值)通常用来表征河流发育的均衡程度[51]，且河流的χ值限定了河网的几何形态[52]。Willett等[52]用河网中河流分水岭两侧的不同支流或河流的χ值大小差异来示踪河网发育的动态平衡度； 即处于均衡态的河流，分水岭两侧的χ值相同，而非均衡态的河网则通过分水岭迁移或河流袭夺来调整其流域面积以求达到平衡； 通常情况下，分水岭两侧χ值小的河流向其χ值大的一方袭夺或者分水岭向χ值大的一方迁移。河网的非均衡态可能体现流域内风化程度、土壤产率及侵蚀速率的空间差异，河流袭夺的现象可能会更为频繁的发生[52]。虽然瞬态河流地貌特征通常解释为受构造运动的控制，但是水系重组也可以是非直接构造控制的情形中，如支流对干流河道下切的空间及时间尺度上的延迟性响应[41]。假定流域面积A=1000m3，常数m ︰ n=0.4的情况下，本研究采样点处支流(支流1)及其北边的支流(支流2)的河流纵剖面χ值图(图6a) 分布表明该分水岭两侧的支流的χ值差异明显。 大体上来讲，支流1的χ值最大值明显高于支流2(图6)，因此局部地区河流发育为非稳态，为达到稳态，北边的支流2侵蚀下切速率要大于支流1，并向南侧向侵蚀推进，分水岭逐渐南向迁移(图6b)。这与热年代学数据得到的侵蚀速率空间差异的趋势是一致的。
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图6 芒康地区采样点及其周边流域的代表性 支流χ值-高程图(a)及χ值平面分布图(b) Fig.6 Chi-elevation plot (a) and plan view of (b) of representative tributaries in the study area |
就气候因子而言，季风、降水量及雪线都会对河流剖面下凹程度造成影响，季风会带来周期性的降雨，而降雨会增加河水流量，雪线以上降雪会增加冰川体积、加剧冰川侵蚀，这些因素在不同程度上会促使河流侵蚀下切能力增大，从而使得河道剖面的下凹度增大； 河流相关的下切作用还取决于河道中可运移的或者堆覆在河床中沉积物数量，同时河流通过调节河床中沉积物数量(沉积物排量)来对构造环境变化做出响应[44, 50]。就河床基岩岩性而言，变质岩、岩浆岩等岩类抗侵蚀力较强，泥岩、砂砾石层等沉积岩抗侵蚀力较弱，容易增加河流的下凹程度。本研究东达山岩体主要为花岗岩和花岗闪长岩，在局部小范围内河床发育受岩性的影响不大。此外，芒康地区发育微弱波状地形，在该地区澜沧江支流上游海拔5000m处，河谷形态宽阔平坦、河流盘曲蜿蜒、冰川和冰碛物(glacial moraine)相对发育(见图5所示)。
古土壤碳酸盐岩结核氧同位素表明，藏东南缘在始新世晚期和渐新世时已经达到或接近现今的海拔高度[53]； 始于渐新世至中新世交替时期的东亚季风带来的强降雨[4, 54, 55, 56]增加了河水流量同时加剧了芒康等高原内部地区河流下切作用的进行。河流侵蚀在塑造区域地貌形态，尤其是高原外流水系的低地形起伏地貌，起到了制约性作用: 高原边界的降雨量和地形起伏度具有相关性； 印度洋暖湿气流受横断山脉的阻隔给芒康等高原地区带来了一定的降雨量，但是相比澜沧江流域的其他地区(如德钦)[31]，该地区河流侵蚀作用相对较弱，从而相应的地形起伏也较小。
5 结论在前人研究的基础上，结合新获取的磷灰石U-Th/He年龄数据，本文对澜沧江流域芒康地区河流发育研究取得的认识如下:
(1)青藏高原东缘-东南缘的不同部位很可能经历了明显不同的构造抬升历史和侵蚀过程。川西-藏东-滇北一带具有相似地貌特征，但高海拔低起伏地貌面的形成是穿时性的，不能将它作为一个区域上连续的等时面来计算和探讨一个统一的区域抬升启动时间。
(2)三江地区地形属于非稳态的过渡型地形，尤其芒康-左贡地区剥蚀速率的差异比较清晰地展示了澜沧江流域地形演化处于非稳态期。此外，河流下切是塑造澜沧江流域的地形地貌主要驱动力之一。干流的侵蚀速率远远高于支流的侵蚀速率； 河流下切强烈的地区(如德钦)对应的侵蚀速率及地形起伏度都较大，芒康地区微弱的地形起伏度取决于较低的侵蚀速率。
(3)芒康地区在23～15Ma左右经历了一次区域性的冷却事件，随后伴随着中新世以来气候变化带来的河流侵蚀塑造了该地区高海拔、低起伏的地形地貌特征。
致谢 感谢评审专家建设性的修改意见； 在本文的撰写过程中四川省地震局梁明剑给予了有益性的探讨。
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Abstract
The southeastern margin of Tibetan Plateau(TP)is characterized by long-wavelength, low-gradient topography with three nearly parallel largest rivers(Salween River, Mekong River, and Jinsha River)in Asian flowing out of the high plateau across this region. The formation mechanism and evolution process for the large scale landscape and drainage of the SE marginal TP remains elusive. Distributed in the tributary of Mekong upstream(29.56°~29.72°N and 98.01°~98.20°E), 5 samples are collected from Dongdashan pluton in Mangkang-Zuogong region for apatite U-Th/He dating in this study. Our new data shows that the study area experienced a cooling event at the time span 23~15Ma, with the cooling rate dropped from 40℃/Ma to 28℃/Ma or even lower in 5Ma, which is similar to the inversion modeling results. Moreover, most ages concentrate at around 18Ma except the sample TL09-12 which is older than 20Ma, and the age-elevation relationship plot exhibits less obvious correlation. Available low temperature thermochronology data in this region and adjacent area indicate that: the timing, for the formation of high elevation, low relief landscape of southeast and east Tibetan Plateau, is diachronity. So, it is unsuitable for discussing and calculating the regional initial uplift as one unit; the landscape of three river regions is a non-steady transitional one, and the difference of exhumation rates suggests the geomorphic evolution of the Mekong watershed is in the period of unsteady. Furthermore, river erosion plays a dominant role in shaping landscape of this region:(1)The erosion rate in the trunk is much higher than tributary;(2)The high erosion rate and topographic relief is consistence with intensive river incision; and (3)The weak topographic relief is determined by the relative low erosion rate.