13构造地貌研究方法

构造地貌研究方法
刘㊀静１
赵㊀越２
１中国地震局地质研究所,地震动力学国家重点实验室,北京１０００２９
２中国地质科学院地质力学研究所,北京１０００８１
刘静,赵越．２０１３．构造地貌研究方法．见:丁仲礼(主编)．固体地球科学研究方法．北京:科学出版社．９５２~９６８一、引言
构造地貌学是近十几年来快速发展的新兴交叉学科,研究构造与气候相互作用以及侵蚀和沉积对活动构造区的地形地貌进行塑造的过程.２０世纪９０年代以来,以定量构造地貌学的兴起为标志之一,地球圈层之间(如岩石圈㊁大气圈与生物圈)相互作用等认识开启了另一场革命,其意义将不小于６０年代的板块构造运动理念.自２０世纪８０年代以来,随着新的测年技术和G P S㊁G I S㊁L i D A R等空间探测技术和手段的迅猛发展和应用,构造地貌研究进展迅速,特别是在确定原始地貌面高度㊁构造活动幅度和速率㊁侵蚀速率以及构造抬升与侵蚀下切平衡等关键问题上取得了令人瞩目的成果,成为一个世界范围的热点研究方向,并在灾害防御㊁环境和气候变迁㊁新构造演化等领域展现出广阔的应用前景.近年来国际上对构造活动㊁气候㊁地表过程的耦合关系的研究力度和注意力越来越大,涉入的学科和方法也日益广泛:地貌学㊁构造地质学㊁沉积学㊁水文学㊁环境学㊁低温/中低温年代学㊁大陆动力学数值模拟等等,使得构造活动㊁气候㊁地表过程的耦合关系成为典型的多学科交叉的具开拓前景的研究领域.
与传统大地构造学不同,构造地貌学清晰地认识到气候和剥蚀作用可能控制着构造变形样式,强调地表侵蚀过程在山脉形成和高原隆升中的作用(E n g l a n da n d M o l n a r,１９９０;
B r o z o v i c e ta l ,１９９７;P i n t e ra n dB r a n d o n,１９９７;W i l l e t t,１９９９;Z e i t l e r e t a l ,２００１;M o n t g o m e r y e t a l ,２００１;
B e a u m o n t e t a l ,２００１).在传统地质学中,发生于地球表面或浅部的浅表地质作用统称为外营力,包括风化作用和剥蚀作用.具体过程包括河流㊁滑坡㊁泥石流㊁冰川刨蚀,以及有生物尤其是微生物参与的风化作用.尽管这些作用在影响区域甚至全球的气候和环境变化中有着不容置疑的作用,但在塑造造山带及大陆构造中所起的作用往往被认为是居于次要地位,
甚至被忽略.最近一二十年来,越来越多的研究冲击着构造地质学㊁地貌学㊁表生地球化学和矿物学中的一些传统认识,如山链或高原的形成是岩石圈构造运动和大气圈地表过程联合作用的结果:在构造活动活跃地区,快速的浅表作用(如剥蚀)可通过重力均衡来调节深部物质平衡,改变深部热和应力状态,调整变形机制来调制深部物质垂向和侧向的运移速率和变形过程;这反过来又通过影响地形的变化来影响浅表作用(图１).构造㊁气候和侵蚀过程三者构成了动态的㊁耦合的相互作用体系,在这样高度耦合的体系中,重力均衡作用实际上是浅表作用与深部作用之间的信号倍增器.气候和剥蚀过程不仅仅是构造抬升和造山的被动响应,而且直接参与构造运动,控制着构造变形的样式.构造变形如抬升不等同于地形的生长.当一个地区侵蚀与抬升达到平衡时,地表抬升等于零.在这种条件下,构造抬升不造山
.
图１㊀构造气候侵蚀过程相互作用关系的卡通示意图(据P i n t e r a n dB r a n d o n ,１９９７)碰撞板块边界上降水来源不同导致浅表侵蚀作用差异,并改变深部热
和应力状态来调制深部物质垂向和侧向的运移和变形过程
二、研究内容和主要研究方法
定量地貌学体现在对地貌过程的变化速率等野外观测数据的获取,以及利用物理和数学方程描述地表三维形态特征和演化,量化构造抬升和地表侵蚀在塑造山脉或高原地形中的竞争和耦合关系.随着数字高程模型和数字地形的出现,以及卫星遥感技术及新测年技术的发展,人们可以从不同时间和空间尺度(全球㊁区域和局部)定量研究山脉地形,水系发育与侵蚀过程的空间分布特征和演化历史,促进了构造地貌研究由定性进入半定量化定量化阶段.具体研究手段包括:
１ 室内和野外构造地貌填图
基于地形地貌㊁卫星影像和野外考察,识别和建立研究区各种面状和线性地貌体,如河流的各级阶地㊁阶地陡坎㊁冲洪积扇㊁河流与冲沟㊁湖(海)岸线㊁冰碛垅等地貌单元及活动断裂㊁活动褶皱等构造变形标志.地貌填图方法是构造地貌和活动构造研究必不可少的基础.随着各种影像和地形高程数据精度的提高和广泛应用,地貌填图也越来越精细.
３５９ 构造地貌研究方法
４５９ 第五部分㊀构造过程
２ D E M及地貌因子分析
以数字高程模型(D E M)为基础,运用A r c G I S空间分析和统计功能可获得高程㊁地形起伏度㊁坡度等一系列地貌特征分布.利用D E M还可以提取河流地貌定量参数,包括河流坡度㊁河网密度㊁河流凹度㊁河流陡度等.
构造地貌学作为传统地貌学的复兴,其快速发展的契机是２０世纪９０年代以来高精度D E M的出现.数字高程模型(D i g i t a lE l e v a t i o n M o d e l s,D E M)是地形的数字表达,易于三维可视化和统计分析,使人们可以直观地观察地形,能够快速㊁高效地对不同尺度地貌特征进行研究,获取地貌形态宏观参数,显示地表形态.随着精度的提高,D E M在构造地貌研究中有了更加广泛深入的应用,已经成为构造地貌研究,特别是河流地貌定量研究中一种不可缺少的基础数据.其应用从最初的提供简单的地形图示,到宏观地貌参数的提取,进而到河流地貌定量指标的提取,用于定量研究地貌演化中地表侵蚀形成过程.河流地貌量化研究并非像以前那样对宏观地貌进行笼统的统计分析,而是对河流侵蚀过程进行机理性研究,借用定量参数描述研究河流地貌特征(K i r b y e ta l ,２００３;W h i p p l e,２００４;B u r b a n ka n dA n d e r s o n,２０１１).
(１)高程
高程(e l e v a t i o n)是地面任一点相对大地水准面的垂直距离,是D E M所提供的原始数据,是获取其他地貌特征的基础.高程地形图㊁山影图等可以反映出研究区的区域地貌特征,作为大尺度(百公里)的一种地貌指标.
(２)地形起伏度
地形起伏度(r e l i e f)指在某一地区最大高程与最小高程的差值,是描述区域地表的侵蚀切割程度的指标,被认为是反映构造与地表侵蚀相互作用的基本参数(M o n t g o m e r y,１９９４).地形起伏大小非定值,与指定的空间尺度相关.前人研究认为,５~１０k m的空间尺度最有代表性,对应于大多数的山脊沟谷间隔(C l a r k e ta l ,２００６;L i uＧZ e n g e ta l ,２００８).一般研究采用半径５k m的圆形分析窗口,并且进行相邻窗口平滑计算来量化,作为一种中尺度(１０k m)地貌特征的指标.
(３)坡度
地表某一点的坡度(s l o p e)是指过该点的切平面与水平地面的夹角,取决于该点与其周围各点的相对高程.坡度作为地形因子的一个微观指标,直接影响地表的物质和能量分配.一般研究中采取的算法为３ˑ３像素网格的中点与８个相邻像元点坡比最大值的平均,相当于小尺度(２００m)上的地形起伏平均值(刘静等,２００６).
(４)廊带剖面
廊带剖面(s w a t h p r o f i l e)是指在数字地形上确定一条具有一定宽度的带状区域,以指定间距生成数条平行剖面线,然后在垂直于剖面线方向上按采样间距计算出最大高程值㊁最小高程值和平均高程值,在地形剖面图中以３条曲线定量描述条带状区域内的地形及
起伏特征.传统的线状地形剖面由于剖面线选取位置的主观性而导致地形描述的随机性,不易表现剖面线方向的代表性地貌特征,限制了其在地貌研究中的应用.廊带剖面能够反映出条状区域内的地形及起伏变化的平均特征,为定量分析地形信息及变化提供了直观的视角,有助于判断区域内宏观地形地貌的变化趋势,故成为地貌学定量分析的有力工具(C l a r k e t a l ,２００６;L i u ＧZ e n g e t a l ,２００８).(５
)河流陡度和裂点分析河流水系作为水的汇聚通道,是一个地区降雨㊁温度等气候特征的直接产物,是改造造山带地形地貌的主要外动力和侵蚀物质的传输通道.河流和侵蚀过程量化研究是探讨气候和造山耦合关系的主要内容之一(H o w a r d ,１９９４;W h i p p l ea n d T u c k e r ,１９９９;W h i p p l e ,２００４).河流侵蚀在一个区域的地形演化中起着领跑员的作用(B u r b a n k e t a l ,１９９６),是地表侵蚀最主要的形式之一.河流水系的形成和演化记录了造山带和高原隆升的丰富信息,是研究高原隆升的主要内容之一(赵越等,２００８).利用高精度D E M 数据对青藏高原河流地貌定量分析,对高原河流侵蚀过程的机理进行研究是青藏高原构造地貌研究的重要方向.
利用A r c G I S 的水文分析工具生成河流网格,基于D E M 数据提取河流的纵剖面形态㊁河道某点的坡度及上游集水面积等数据.河流裂点(k n i c k p o i n t )是指河流纵剖面上坡度急剧变化或落差大的区段或点.其形成受构造运动㊁侵蚀基准面的变化㊁岩性等多种条
件的影响,反映了河流处于动态不均衡发育期.如果配合坡度流域面积(S ＧA )双对数图解分析,就可以很好地确定河流裂点的空间位置(张会平等,２０１１).在构造地貌研究中,如果流域河网穿过构造活动区域,河流会持续记录着地貌景观演化过程中的构造活动信息,这对有强烈新构造活动,但是没有或者少有堆积的强侵蚀区来说尤其重要,如K i r b y 等(
２００３)根据河流纵剖面分析区域岩石抬升速率的空间分布.在自然理想的条件下,河道的坡度可以表示为河流上游集水面积的一个幂函数S ＝S s ∗A －θ,S 表示河道坡度(l o c a l s l o p e ),K s 是均衡态河流陡度,A 表示河流上游集水面积,θ为河流凹曲度.W h i p p l e 和T u c k e r (１９９９)认为在流域抬升速率在空间均匀分布的情况下,河流凹曲度θ接近于普适常数,而河流陡度(K s )则与构造抬升速率具有正相关性.根据河流陡度K s 这一重要参数的空间区域分布,
可以有效地示踪岩石抬升速率(r o c ku p
l i f t )较高地区或构造较活动地区(图２).３ 高精度地形数据收集和地貌形态的分析和三维可视化
构造地貌和地表过程的研究在很大程度上受益于地表形态的可视化和地貌指标的定量分析.以陆基和机载激光雷达(L i D A R )
为代表的厘米级精度地形数据为基础,结合G I S 技术揭示河流地貌演化以及强震地貌演化过程,可以探讨活动构造几何和运动学性质(H i l l e y a
n dA r r o w s m i t h ,２００８;刘静等,２０１３).随着海量数据㊁高清地形和影像数据快速增长,借助于具有３D 显示功能或立体投影的虚拟现实环境(
如加州大学戴维斯分校研发的K e c k C a v e ,h t t p ://w w w k e c k c a v e o r g ),现代互动式地质地貌填图将突破传统地学研究方法,产生深远的影响(C o w g i l l e t a l ,２０１２).具有真实地球坐标的高分辨度和高
５５９ 构造地貌研究方法
图２㊀河流基岩河道对不同抬升速率和侵蚀能力的响应模式图(据K i r b y e t a l ,２００３)t i 抬升前初始状态;t f
抬升后达到平衡的状态;U /K 代表抬升到蚀速率密度数据催生了一系列的新研究领域,如借助于机载和地基L i D A R 的结合,
对研究对象实施一定时间间隔的多次扫描,刻画地形地貌随时间流逝的细微变化,逼近真实世界的动态变化特征.
４ 实验构造地貌方法
主要通过室内沙盘等实验设备模拟在构造运动和地表侵蚀过程的双重作用下造山带地貌的演化过程,通过对野外实验场地各类地貌的演化过程进行连续观测,根据实验观
测结果建立构造地貌的演化模型.该方法的代表性研究来自法国蒙特利尔大学的
M a l a v i e i l l e 研究小组(M a l a v i e i l l e e t a l ,２０１０
).５ 数值模拟方法
包括大尺度的地貌景观演化(W i l l e t t ,１９９９;B e a u m o u n t e t a l ,２００１;v a nd e rB e e k e t a l ,２００２)㊁岩石热历史与地形变化的耦合演化(P e c u b e )(B r a u n ,２００２,２００５;B r a u n a n dv a nd e rB e e k ,２００４)和小尺度的基岩河道河流纵剖面演化模拟(W h i p p
l e ,２００４)等多个研究应用方向.大尺度地貌演化利用涵盖地表抬升㊁降水和河流下切等耦合过程的数值模拟运用(W i l l e t t ,１９９９;v a n d e r B e e k e t a l ,２００２;H i l l e y a n dS t r e c k e r ,２００４;S t o l a r e t a l ,２００６),对景观地貌进行定量的正演模拟(图３),然后与真实数据相比照来检验各模型的适度,展示构造㊁气候和地表过程相互作用塑造地貌地形的机制和运作方式. ６５９ 第五部分㊀构造过程
图３㊀高原边界演化的两种概念性模型(据v a nd e rB e e k e t a l ,２００２
)a 高原边界的整体侵蚀模型和陡坡带后退模型;b 两类模型预测的地形和流域发育类型;c 数值模型对地貌形态
和U ＧT h /H e 分布年龄的预测
７５９ 构造地貌研究方法
以基岩河道(b e d r o c kc h a n n e l
)为基础的河流侵蚀和山脉地形演化的数值模拟研究也比较常见(W h i p p l e ,２００４).近年来,河流水力侵蚀模型(s t r e a m Ｇp o w e r i n c i s i o n m o d e l )被广泛地应用于探讨基岩河道下切速率以及河流地貌演化,其数学表达为(H o w a r d ,１９９４;
W h i p p l e a n dT u c k e r ,１９９９)E ＝K A m S n (１)式中,E 为河流下切侵蚀速率;K 为侵蚀系数;A 为河道上游的流域面积;S 为河道坡
度;m 与n 为常数(
与流域盆地水文和侵蚀过程相关).通常情况下,河流水力侵蚀模型也被表达为S ＝(U /K )１/n A －m /n
(２
)令θ＝m /n ,k s ＝(U /K )１/n ,那么S ＝k s A －θ(３)这里,参数θ为均衡河道纵剖面的下凹程度指数(c o n c a v i t y i n d e x ,介于０．３~１．２之间),而k s 则为均衡河道纵剖面的陡峭指数(s t e e p
n e s s i n d e x ).在上述河流水力侵蚀基本模型和原理基础上,衍生出更为复杂的㊁具体的方程,模拟河流
对抬升速率㊁气候如降水等边界条件的响应,河流裂点向上游迁移的方式及构造意义(图４)
.图４㊀鸭绿江上游望天鹅火山区河流裂点实际位置与模拟裂点的空间分布特征(据张会平等,２０１１
)６ 地貌面和地貌体年龄的高精度质谱测年
地貌面和地貌体年龄的测定是构造地貌研究的核心内容之一.与地学的其他研究领域类似,若缺少年龄的约束,各种侵蚀和演化过程就无从谈起.近年来,以宇宙成因核素测年和低温超低温热年代学为代表的现代高精度测年手段的发展和应用是构造地貌研究中最活跃的分支.
８５９ 第五部分㊀构造过程
(１
)宇宙成因核素测年原地宇宙成因核素年代学(T C N s )是近几十年来随着加速器质谱的出现而发展并不断广泛地被应用于活动构造和构造地貌研究中来的.地球表面物质一直接受如质子㊁中子等高能宇宙射线的轰击.宇宙成因同位素是当宇宙射线击中目标原子(１６O ,１４N ,４０C a ,２８S i )的原子核后形成于地球大气圈及附近的一种稀有同位素.这些目标原子在岩石㊁土壤和大气圈富集.已知的许多宇宙成因核素的生成和衰变速率可以达到样品的测量范围,因而宇宙成因核素测年可作为一种绝对定年方法.不少岩石矿物中普遍含有宇宙成因核素,如可用于量化千年到百万年尺度的放射性宇宙成因核素(７B e ,１０B e ,１４C ,２６A l ,３６C l ),以及具有更长远时间尺度的稳定核素(３H e ,２１N e
).原地宇宙成因核素(如３H e ㊁１０B e ㊁２６A l ㊁３６C l 等)含量是随着样品的暴露时间的增加而增加的(L a l ,１９９１;G o s s e
a n dP h i l l i p s ,２００１).我们对各种宇宙成因核素的生成速率目前认识比较清楚,因此可以在各种时间和空间尺度上,对地表过程的年龄和速率进行仔细刻画.在众多核素应用的
实例中,目前最为成熟的是１０B e ㊁２６A l 年代学的理论研究及其相关地质应用.宇宙成因核素在地表研究中的大部分应用可以归为两类.一类是地表对宇宙射线暴露或埋藏时间的定年.
暴露时间定年的例子如通过对冰碛物的定年来量化冰川形成时代图原地宇宙成因核素年代学主要地学应用示意图(据张会平等,和规模,通过对地表水的定年来理解其长期运移速率和气候变化对补给的效应,通过对河流阶地㊁冲洪积扇面㊁湖岸堆积㊁冰缘冰碛物沉积㊁基座阶地㊁断层崖等地貌体或地貌面的定年来研究其形成和演化历史等,利用两种核素还能够确定沉积物的埋藏史(如洞穴沉积
物的埋藏㊁沉积序列中的层位埋藏等等)
.此外还可以结合相应地貌体或面的位移大小来调查构造过程㊁变形或错断㊁侵蚀过程的效应(图
９５９ 构造地貌研究方法
化,如基岩面㊁风化壳和沉积面的剥露速率.侵蚀速率的量化是研究构造和气候的相互作用以及地表构造地貌过程的基础(S m a l l e t a l ,１９９７;v o nB l a n c k e n b u r g ,２００５).通过测量现今或古代河流沉积物的核素浓度来量化流域平均速率,或者通过地貌景观某一点的基岩样品的核素含量来量化侵蚀速率或量级.可以测量的沉积物年龄范围现在可以达到几年到两百年,单个洪水事件相伴的沉积物在下一轮事件/季节时就足可用以测年.最近,土壤中宇宙成因核素被用来认识生物过程和冰缘过程导致的土壤混合的速率和量级,以及基岩风化生成土壤的速率.测量大多数放射性核素需要用到加速质谱技术(AM S ).最近的研究进展包括利用美国和欧洲宇宙射线生成的核素系统(C R O N U S )
,对核素生成速率修正更精确化,来减小暴露年龄和侵蚀速率计算的不确定性;对普通矿物相中宇宙成因核素３H e 的测定,包括许多岩石以及H e 保留量比石英更高的矿物.
图６㊀花岗岩岩石样品在剥露到地表过程中的热历史及U ＧT h /H e 低温热年代学原理(据E h l e r s a n dF a r l e y
,２００３)(２)低温超低温热年代学以磷灰石和锆石的(U ＧT h )/H e 和裂变径迹为代表,低温热年代学技术近年来在岩体热演化(S p o t i l a e ta l ,１９９８;H o u s e e ta l ,２００２)㊁地形地貌演化(H o u s e e ta l ,１９９８;E h l e r s a n dF a r l e y
,２００３;R e i n e r sa n dS h u s t e r ,２００９)和沉积物源研究(R a h l e ta l ,２００３;T r a n e l e t a l ,２０１１)等方面得到了广泛的应用.磷灰石的U ＧT h /H e (A H e )的封闭温度可低达６５ħ,距地表２~３k m 的深度,磷灰石的裂变径迹(A F T )的封闭温度约为１００ħ,距地表３~５k m 的深度.因此可以得到地壳最浅部的剥露历史.其中磷灰石的U ＧT h /H e 因较低的封闭温度,能够比较灵敏地反映出岩体的最新热历史和抬升历史(图６),成为一种较受欢迎的测年方法,在山脉隆升与剥蚀等地表过程研究中得到了广泛的应用.可用于U ＧT h /H e 热定年测试的矿物有橄榄石㊁
辉石㊁角闪石㊁石榴子石㊁磷灰石㊁锆石㊁榍石㊁磁铁矿㊁赤铁矿等,目前应用最为广泛的是磷灰石和锆石,其测试方法也相应地较为成熟. ０６９ 第五部分㊀构造过程
三、研究实例
有别于传统地貌学侧重对地球表面起伏形态和演化的定性描述,定量构造地貌的研究认为地形地貌是构造㊁气候和地表侵蚀堆积相互作用形成的结果,强调对地表过程的机理性研究(B u r b a n ka n dA n d e r s o n ,２０１１).目前主要研究内容包括以下五个方面:１)利用快速发展起来的精度越来越高的数字地形数据(D E M ),结合G I S 技术,采用野外观测技术和年代学方法研究构造地貌的形态学特征㊁演化过程,揭示几何特征和演化等动力学机制.
２)基于高精度D E M 和各种数学模拟方法,
以不同空间尺度如大尺度造山带地貌㊁中尺度河流地貌和小尺度强震地貌为研究对象,探讨构造地貌在不同时间尺度上的发育特征㊁演化过程及其所反映的构造与气候相互作用过程.
３)定量确定大型造山带的长期到短期等不同时间尺度的剥蚀速率.利用宇宙成因核素㊁锆石磷灰石的U ＧT h /H e 和裂变径迹等低温超低温热年代学方法㊁
河流输砂水文过程等手段,可以从不同时间和空间尺度(全球㊁区域和局部)定量地研究山体侵蚀和水系发育的空间分布特征与演化历史.
４)基于地貌标志恢复构造活动性的定量研究.对面型和线性的地貌体如冲积扇㊁河流阶地㊁山脊㊁河流与冲沟等的年龄测定和原位恢复,估算断层滑动速率.在构造活动地区,通过定量地貌学的分析,在各种空间尺度的地貌中提炼所蕴含的构造运动的样式,是
研究新生代以来构造变形的一个基本内容.５)确定造山带和高原的古高程.应用氧和氢同位素㊁C ＧO 群聚古高程计(c l u m p e d i s o t o p e p a l e o Ｇa l t i m e t r y )㊁宇宙成因核素㊁古植物化石的叶片结构等来确定青藏高原或其他主要造山带的古高程,为造山带和造山作用的研究提供精确的限定,探索新的古高程替代指标.
以下简述三个研究实例,说明定量构造地貌的研究旨在量化各种构造和气候条件不同的地区,构造活动㊁气候和侵蚀在塑造地形地貌方面的相互作用及耦合反馈关系.
１ 青藏高原大尺度地貌分析研究
青藏高原是世界上海拔最高㊁面积最大的造山成因的高原.海拔高且地形起伏小的内流区腹地被地势陡降的边界围绕是青藏高原特有的地貌特征.传统观念认为:平坦的地形代表高原内部缺乏大型逆冲断裂,新生代缩短量小;或者下地壳流动造成高地形区向外蠕动降低,从而地形起伏变小.也有人认为高原平坦面代表先存的抬升前夷平面(C l a r ka n dR o y d e n ,２０００).L i u ＧZ e n g 等(２００８)利用约９０m 精度的全球S R T M (S h u t t l eR a d a rT o p o g r a p h y M i s s i o n )数字地形,定量分析了青藏高原奇特的地形地貌,结合区域新构造演化,分析了构造和侵蚀在塑造高原特有地貌特征中各自所起的作用.对青藏高原周边及高原腹地的内㊁外流区域进行了大尺度定量地貌分析,认为高原地貌的区域性差异反映了地貌演化的阶段性,尤其是水系的发育程度和特征对高原地形起伏的演化起着重要的控制作用.高原北部和
１６９ 构造地貌研究方法
２６９ 第五部分㊀构造过程
高原内流区腹地具 正地形 的特点.高原内流区反映了高原内部现今地形受以剥蚀为主
的外营力的控制作用.高原东南部与高原内部的平坦面具相似或渐变的地貌特征,从腹
地的 正地形 逐渐变为川西高海拔平坦面与深切河谷相间的 负地形 ,对应着河流下切
深度往南增加,在雅砻江逆冲断裂带位置出现截断.他们提出雅砻江逆冲断裂带可能代
表现今正经受侵蚀改造和弱化的老高原边界,该边界以北和以南地区有不同的抬升历史.
在此基础上,他们对高原腹地平坦地势形成提出了新解释:高原平坦地势是高海拔浅表过
程的产物,形成于抬升之后,不代表抬升前的类 夷平面 ;他们还提出高原周缘构造抬升
与河流侵蚀竞争平衡的高原地形扩长模型(图７):长时期维持内流水系特征等浅表侵蚀过程,可能是高原平坦地势的形成以及高原面积扩大生长中一个重要机制,浅表侵蚀过程
在高原地形地貌特征形成中的作用不应被忽视.
２ 造山作用与造山带的大尺度景观地貌演化的数值模拟
W i l l e t t(１９９９)通过运用涵盖地表抬升㊁降水和河流下切等耦合过程的数值模拟,以聚合造山带为例,研究构造变形地表侵蚀过程相互关系的性质(图８).在模型中,他利用二维有限元模型计算地壳变形对大陆地壳俯冲和加积的响应.而侵蚀作用对地表抬升的作用体现在河流下切,它与河流侵蚀力成比例.构造侵蚀过程的相对重要性以相对汇聚速率㊁岩石剥蚀和降水速率的无量纲的 侵蚀指数 来表示.侵蚀指数决定了系统到达稳态和造山带最终地貌形态和规模的时间.造山带模型的基本特征体现在其具有不对称地形,主要包括俯冲盘具有更缓的坡角以及不对称的剥露模式(俯冲的对盘具有最深尺度的剥露).当区域气候存在不对称主风向控制时,地形降水特征得到增强,并导致其他特征发生相应变化.有两种可能性:其一,主风方向与板块俯冲方向相同;其二,主风方向为板块俯冲的反方向.前一种可能性会形成一个宽广的剥露带,且剥露最大值在造山带内部.而在后一种情况下,剥露作用主要集中在造山带的边缘,如果这时侵蚀指数又比较高的话,地形的不对称性还会发生反转.上述两种情况均可在自然界找到对应的例证.如在新西兰的南阿尔卑斯(S o u t hA l p s),风向与板块俯冲方向相反,侵蚀剥露分布显示不对称的特征.这种地形不对称性说明,侵蚀作用不足以推翻地形的不对称.相反,美国华盛顿州的奥林匹克山(O l y m p i cM t )则是主风向与俯冲运动方向相同的一个典型例子.在这里,卡斯卡迪亚(C a s c a d i a)增生楔的深层次剥露作用显示了宽阔穹窿状分布样式,与地形雨效应的观测和推断一致.
其研究结果表明,构造㊁气候和地表过程相互作用共同塑造了地貌地形,展示侵
蚀作用对造山带构造样式的影响.当侵蚀过程参与造山过程时,气候条件的差异可
以造成板块汇聚边界的变形样式.在一定时间后地形达到平衡态.板块的汇聚作用
不再造成山脉隆升,由于增生的物质在地表几乎同步地被侵蚀掉,地表山体的形态保
持不变.
３ 区域小尺度构造作用的地貌响应
H i l l e y和A r r o w s m i t h(２００８)以圣安德烈斯断裂上加利福尼亚州卡利索平原(C a r r i z oP l a i n)段落上一个名为龙背(D r a g o n sB a c k)的挤压脊为研究对象,利用高分辨。