河砂巖屑磷灰石裂變徑跡模擬流域熱史:以藏東南察隅河為例

孫東霞，鐘大賚，季建清，涂繼耀

1中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

2北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

1 引言

河砂巖屑作為流域地質(zhì)體剝蝕搬運(yùn)沉積下來(lái)的平均產(chǎn)物，包含源區(qū)不同位置的熱史信息，利用河砂巖屑對(duì)源區(qū)的代表性可以揭示整個(gè)流域的熱史.目前以河砂礦物作為載體的年代學(xué)方法主要有裂變徑跡（e.g.，Garver et al.，2000）、Ar40／Ar39（e.g.，Hodges et al.，2005；Wobus et al.，2006）、U－Th／He（e.g.，Ehlers et al.and Farley，2003；Stock et al.，2006）、U－Pb（e.g.，Amato and Pavlis，2010）、宇宙核素（e.g.，von Blanckenburg，2005）等，主要應(yīng)用于流域熱史研究、物源分析、流域空間剝蝕速率分布的評(píng)估、流域在地質(zhì)歷史時(shí)期內(nèi)剝蝕速率的估算、古地形的反演等（e.g.，Stock and Montgomery，1996；Reiners，2007；Enkelman et al.，2011；Avdeev et al.，2011；孫東霞等，2009，2013）.

與基巖得到的數(shù)據(jù)不同，河砂樣品得到＞50個(gè)目標(biāo)礦物的一系列單顆粒年齡，其直觀的數(shù)據(jù)結(jié)果是由單顆粒年齡組成的年齡概率曲線，曲線中的極大值為該河砂樣品的峰值年齡，可能代表了地質(zhì)體快速熱事件的時(shí)限.多數(shù)前人研究認(rèn)為河砂概率峰值年齡代表了流域的快速隆升冷卻事件（e.g.Enkelman et al.，2009，2011），即在概率峰值所對(duì)應(yīng)的時(shí)限，流域整體發(fā)生了快速的抬升冷卻.Brewer等（2003）通過(guò)模擬計(jì)算指出流域的河砂峰值年齡往往對(duì)應(yīng)于該流域出露面積最大的海拔高度的基巖年齡，河砂峰值年齡的分布主要受控于地貌形態(tài)中不同高程流域面積的分布特征.

由于河砂巖屑年齡分布受到多種因素的影響，準(zhǔn)確地解譯河砂年齡意義必須要定量分析影響河砂峰值年齡分布的各種因素.為了準(zhǔn)確解譯河砂巖屑年齡分布所代表的流域熱史意義，本文提出一種利用河砂年齡分布模擬流域熱演化的計(jì)算模型，并通過(guò)河砂巖屑磷灰石裂變徑跡（AFT）方法將此模型應(yīng)用于模擬藏東南地區(qū)察隅河流域的熱史特征.

2 河砂熱年代學(xué)研究現(xiàn)狀

2.1 河砂熱年代學(xué)年齡的樣式和解譯

對(duì)河砂樣品的測(cè)試分析得到一系列的單顆粒年齡及由此得到的年齡概率曲線，概率極大的值為峰值年齡，峰值年齡可以為單個(gè)，也可以為多個(gè)（圖1）.

河砂年齡數(shù)據(jù)中，另一個(gè)比較重要的參數(shù)是年齡區(qū)間.年齡區(qū)間經(jīng)常被用來(lái)估算源區(qū)的剝蝕速率，即E＝H／T，E代表平均剝蝕速率，H代表流域的高差，T為河砂樣品的年齡區(qū)間（Stock and Montgomery，1996）.

2.2 影響河砂年齡分布的因素

影響河砂數(shù)據(jù)結(jié)果（峰值年齡分布、年齡概率分布曲線）的主要因素包括流域熱演化歷史（年齡－高程關(guān)系）、流域內(nèi)巖性的分布、剝蝕速率的分布、不同海拔高度出露地貌面的大小、地表事件（泥石流、滑坡等）等.

流域內(nèi)海拔高程與熱年代學(xué)年齡之間的關(guān)系代表了該流域的熱歷史（Braun，2002；Braun et al.，2006）.當(dāng)流域勻速隆升冷卻時(shí)，高程與年齡呈直線關(guān)系，并且該直線的斜率代表了流域的隆升速率（圖2a）.當(dāng)流域在某一時(shí)間段發(fā)生快速隆升冷卻時(shí)，相應(yīng)的高程與年齡關(guān)系的斜率也會(huì)同時(shí)升高.某一年齡段的高程與年齡關(guān)系的斜率升高會(huì)使得這一年齡段在流域內(nèi)的分布范圍增大，從而使得該流域河砂年齡分布中該年齡段的概率增大（圖2b）.因此，流域的熱演化歷史（主要是快速隆升冷卻事件），會(huì)通過(guò)影響流域的高程年齡關(guān)系而最終決定該流域的河砂年齡分布.

圖1 河砂與基巖樣品數(shù)據(jù)的區(qū)別Fig.1 Differences between detrital and bedrock sample data

圖2 不同冷卻歷史背景下的年齡－高程關(guān)系（a）地質(zhì)體均勻冷卻；（b）地質(zhì)體特定時(shí)段快速冷卻.Fig.2 Age－elevation relationships in different exhumation processes（a）Uniform cooling of rocks；（b）Rapid cooling during special time interval.

不同巖性的礦物含量差別較大，對(duì)河砂礦物的貢獻(xiàn)量也有較大的差別.因此流域內(nèi)不同巖性的空間分布會(huì)對(duì)河砂年齡分布產(chǎn)生影響.只有在流域面積較小、流域內(nèi)巖性較均一時(shí)，這一影響才可以被忽略.

剝蝕速率的大小代表了單位地貌面積內(nèi)產(chǎn)生巖屑量的多少，剝蝕速率決定了單位面積地貌面對(duì)河砂礦物的貢獻(xiàn)量.因此流域內(nèi)剝蝕速率的分布是控制河砂年齡分布的關(guān)鍵因素.剝蝕速率越大的區(qū)域?qū)由澳挲g的影響越大.之前的研究中，流域內(nèi)的剝蝕速率一般都被假定為均一分布，即流域任意位置的剝蝕速率都相同（e.g.Brewer et al.，2003）.然而部分學(xué)者認(rèn)為流域均一的空間剝蝕速率這一假設(shè)是最需要慎重考慮的，實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù)的不吻合很可能是由研究區(qū)內(nèi)空間剝蝕速率的不均一性造成的（Montgomery and Brandon，2002；Stock et al.，2006；Vermeesch，2007）.

不同流域具有不同的海拔高度與出露地貌面面積關(guān)系.在剝蝕速率統(tǒng)一、巖性一致的前提下，出露地貌面面積越大的海拔高度對(duì)河砂礦物的貢獻(xiàn)量越大（圖3）.因此河砂概率峰值年齡很可能對(duì)應(yīng)于出露面積最大的海拔高度的基巖年齡（Brewer et al.，2003；Ruhl and Hodges，2005）.

圖3 地貌形態(tài)和年齡－高程關(guān)系正演河砂數(shù)據(jù)模型（據(jù)Ruhl and Hodges，2005修改）Fig.3 Forward model of detrital age data through ageelevation relationship and topographic feature（modified from Ruhl and Hodges，2005）

Stock等（2006）指出泥石流或滑坡事件使得這些事件中搬運(yùn)沉積的物質(zhì)在最終河砂樣品中占據(jù)的相對(duì)比例增加，從而影響河砂年齡分布；冰川作用形成的冰斗地貌等會(huì)增加流域中更高海拔的出露比例，在空間剝蝕速率統(tǒng)一的前提下，會(huì)使得河砂實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)中對(duì)應(yīng)高海拔的年齡組分增加.

3 定量計(jì)算模型的建立

Brewer等（2003）提出流域地貌形態(tài)控制河砂數(shù)據(jù)的模型，模型中假設(shè)流域空間剝蝕速率統(tǒng)一，任意一點(diǎn)對(duì)河砂的貢獻(xiàn)量是相等的，通過(guò)地貌高程數(shù)據(jù)得到流域內(nèi)不同高程出露的流域面積比例，利用流域內(nèi)基巖年齡與高程的線性關(guān)系將不同高程轉(zhuǎn)換成相應(yīng)的年齡，可以得到源區(qū)基巖年齡概率分布，即理論上河砂單顆粒年齡概率分布曲線（圖3）.因此，不同高程出露的流域面積控制著這一高程的熱史年齡在河砂數(shù)據(jù)中占的比例，理論上，河砂數(shù)據(jù)概率圖與地貌高程分布圖（不同高程出露的流域面積所占的比例圖）是吻合的.特定高程出露的流域面積最大時(shí)，貢獻(xiàn)的河砂量比重也是最大，那么這一高程的年齡理論上會(huì)在河砂年齡數(shù)據(jù)中以峰值年齡出現(xiàn).

本文提出的計(jì)算模型與前人的模型有兩個(gè)較大的差別.首先，模型中流域內(nèi)空間剝蝕速率不均一，利用地貌坡度角的正切值來(lái)定量計(jì)算剝蝕速率的分布從而確定不同區(qū)域?qū)由皹悠返呢暙I(xiàn)量；其次，通過(guò)隨機(jī)假設(shè)多種年齡－高程的關(guān)系，并利用卡方檢驗(yàn)方法檢驗(yàn)?zāi)M年齡與實(shí)測(cè)年齡的匹配度，從而得出流域的年齡－高程關(guān)系和相應(yīng)的隆升剝露速率.

3.1 空間剝蝕速率與坡度角的關(guān)系

地貌形態(tài)中，坡度與區(qū)域上的剝蝕速率有非常密切的關(guān)系（Hanks and Andrews，1989；Braun and Sambridge，1997；Whipple and Tucker，1999；Roering et al.，1999，2007；Ouimet et al.，2009；Pan et al.，2010）.長(zhǎng)期的剝蝕速率與平均坡度之間并非完全呈線性增長(zhǎng)關(guān)系，當(dāng)坡度角偏低或者適中時(shí)，剝蝕速率與坡度角可以呈線性關(guān)系，當(dāng)坡度角超過(guò)一定值時(shí)，坡度角的微小增大都能很大程度上增加這一位置的剝蝕速率（Roering et al.，1999）.最新研究表明，流域內(nèi)沉積物的產(chǎn)出量主要取決于流域范圍內(nèi)的坡面剝蝕，坡面的平均剝蝕速率大于河谷區(qū)域（Bennett et al.，2013），所以對(duì)一個(gè)地區(qū)沉積量和剝蝕速率的估算要重視坡面的角度.在河流體系中，即使流域內(nèi)磷灰石礦物顆粒的分布密度以及地表剝蝕速率均一致，河砂樣品的磷灰石更傾向于來(lái)自坡度角比較大的地區(qū)（Reiners et al.，2007）.坡度角的增大能夠增強(qiáng)地表剝蝕速率，源區(qū)的空間剝蝕速率跟不同點(diǎn)的坡度角大小有很大關(guān)系.Roering等（1999）考慮非線性模型時(shí)，將重力和摩擦力考慮進(jìn)去，理論上推導(dǎo)出

其中，q為剝蝕物質(zhì)通量（m3·m－1·a－1），α為坡度角（°），K＝ （P／A）× （2／gμ2ρs），P為功率（單位時(shí)間內(nèi)運(yùn)輸物質(zhì)所作的功，N·m·kg－1），A為沿著坡降方向的地表面積（m2），g為重力加速度（N·kg－1），μ為地表物質(zhì)有效摩擦系數(shù)，ρs為剝蝕碎屑的密度（kg·m－3），Sc是由μ決定的一個(gè)臨界.由公式（1）可以看出當(dāng)坡度角的值較小時(shí)，剝蝕物質(zhì)通量與坡度（坡度角的正切值）近似呈線性關(guān)系.Palumbo等（2011）也提出當(dāng)坡度角小于30°時(shí)侵蝕速率與坡度表現(xiàn)為較好的線性關(guān)系，而當(dāng)坡度角大于30°時(shí)侵蝕速率與坡度不再是簡(jiǎn)單的線性關(guān)系，而可能是指數(shù)關(guān)系.設(shè)定侵蝕與坡度是否呈線性關(guān)系的閾值大約為30°.根據(jù)30°這一坡度角的閾值，本文利用公式（1）來(lái)計(jì)算剝蝕速率，并且選取20×tan30°（大約為11.6）作為公式（1）中Sc的值，可得

其中E為剝蝕速率（km／Ma），k為一常數(shù)，α為象元的坡度角（°）.

3.2 不同高程對(duì)河砂樣品礦物相對(duì)貢獻(xiàn)量的計(jì)算

假設(shè)某高程范圍內(nèi)對(duì)河砂貢獻(xiàn)量為Qh（km3），處于這一高程范圍內(nèi)單個(gè)象元代表的地表面積內(nèi)巖屑貢獻(xiàn)量為Qi（km3），那么可以得到

其中n為某一高程范圍內(nèi)單位地貌象元的個(gè)數(shù)，Ai為單個(gè)象元所代表流域表面積，Ai＝xy／cosα，單位km2（圖4b）.t為這一點(diǎn)的物質(zhì)被剝蝕下來(lái)到現(xiàn)今采樣的時(shí)間（Ma），不同點(diǎn)之間的時(shí)間由于到采樣點(diǎn)的路徑不同而有所差別，但相對(duì)于Ma尺度的熱史演化來(lái)說(shuō)，這一時(shí)間可以看作常數(shù).E為剝蝕速率（km／Ma），α為象元的坡度角（°）.把公式（2）代入公式（4）中可得

由公式（3）和（5）可得

根據(jù)DEM數(shù)字高程數(shù)據(jù)，通過(guò)ArcGis獲取流域內(nèi)每一個(gè)象元的高程值及坡度角大小.在Matlab中編寫(xiě)代碼，選取20m的高程間隔，利用公式（6）計(jì)算出不同高程區(qū)間段地貌面對(duì)河砂的貢獻(xiàn)量，再與整個(gè)流域地貌面對(duì)河砂的貢獻(xiàn)量相除，公式（6）中的常數(shù)k和t可以相除消去，最后就能得到這一高程區(qū)間段對(duì)河砂的貢獻(xiàn)量的相對(duì)比例，結(jié)果如圖5所示.

3.3 高程－年齡關(guān)系的模擬

圖4 河砂剝蝕量計(jì)算模型（a）河流體系河砂匯總模型；（b）單個(gè)DEM象元?jiǎng)兾g量計(jì)算模型.Fig.4 Calculation model of sand erosion（a）Model of sand aggregation in river system；（b）Calculation model of erosion for single DEM pixel.

通常情況下，熱史年齡隨著高程的增加而增加，為了保證理論河砂年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)年齡數(shù)據(jù)在年齡范圍上的一致，根據(jù)實(shí)測(cè)河砂年齡范圍和流域內(nèi)高程的范圍，以高程最大值對(duì)應(yīng)河砂中單顆粒年齡最大值、高程最小值對(duì)應(yīng)年齡最小值為年齡－高程關(guān)系中的兩個(gè)端點(diǎn)，設(shè)定不同的年齡－高程關(guān)系（圖6a）.將高程－年齡關(guān)系代入高程－河砂相對(duì)貢獻(xiàn)量關(guān)系中，獲得年齡－河砂相對(duì)貢獻(xiàn)量關(guān)系，也就是河砂的理論年齡概率分布曲線.取得不同熱史記錄下相對(duì)應(yīng)的河砂理論年齡數(shù)據(jù)，與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的概率分布數(shù)據(jù)進(jìn)行卡方檢驗(yàn)，使二者最為匹配的年齡－高程關(guān)系便是熱史年齡在垂向上的分布（圖6b），并能區(qū)分河砂峰值年齡形成原因.前人在利用河砂巖屑熱年代學(xué)方法估算流域平均剝蝕速率方面，對(duì)比理論河砂年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)河砂年齡數(shù)據(jù)時(shí)常用到PDF（probability density function）數(shù)學(xué)方法（e.g.Brewer et al.，2003；Ruhl and Hodges，2005），即假定實(shí)測(cè)的每一個(gè)顆粒年齡服從測(cè)得數(shù)據(jù)為期望值、誤差作為方差所構(gòu)成的正態(tài)分布，得到一個(gè)概率函數(shù)，所有顆粒的函數(shù)組成最終河砂樣品的概率分布，而對(duì)由地貌高程轉(zhuǎn)換成的年齡進(jìn)行PDF統(tǒng)計(jì)時(shí)，誤差則設(shè)定為統(tǒng)一的值.為了避免對(duì)理論年齡設(shè)定誤差帶來(lái)的不確定性，本文在對(duì)比理論年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)年齡數(shù)據(jù)時(shí)，均采用概率分布方法，對(duì)兩者進(jìn)行卡方檢驗(yàn).

圖5 高程－河砂相對(duì)貢獻(xiàn)比例關(guān)系Fig.5 Relationship between elevation and sand relative contribution ratio

圖6 不同年齡－高程關(guān)系下的模擬河砂數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比（a）隨機(jī)設(shè)定的年齡－高程關(guān)系；（b）模擬河砂數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.6 Comparison of calculated and observed detrital ages according to different age－elevation relationships（a）Randomly age－elevation relationships；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

4 模擬藏東南察隅河流域熱史

4.1 察隅河流域地質(zhì)背景及地貌特征

察隅地區(qū)位于青藏高原東南緣，是喜馬拉雅和滇西北高原從E－W向構(gòu)造形跡向S－N向構(gòu)造形跡轉(zhuǎn)折的樞紐地帶，屬于岡底斯島弧的東延部分.該地區(qū)主要出露的巖性為岡底斯島弧巖漿巖，巖體呈NW－SW向展布，主要由黑云母花崗巖、二云母花崗巖組成；此外還有少部分的石炭紀(jì)至二疊紀(jì)沉積地層出露（圖7）.該地區(qū)廣義上屬于東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)地區(qū)變形影響范圍，在印度—?dú)W亞大陸碰撞體系的研究中占有非常重要的地位.該地區(qū)新生代以來(lái)的陸內(nèi)變形過(guò)程中存在多階段的構(gòu)造－熱事件（Zhong and Ding，1996），晚新生代以來(lái)的快速抬升與高度活躍的地表剝蝕過(guò)程相耦合（丁林等，1995；Ding et al.，2001）.

察隅河流域上游分東西兩支，分別源自兩個(gè)山脈，被崗日嘎布拉分水嶺分隔，流域面積1.8萬(wàn)km2.西支稱貢日嘎布曲，發(fā)源于崗日嘎布拉附近，東支稱桑曲，源自徳姆拉附近，屬雙干河流.兩條支流在零零通相匯成察隅河，最終匯入布拉馬普特拉河（圖7和圖8）.

察隅河流域位于孟加拉灣背部，受到印度洋暖濕氣流的影響，降水較豐富，年降水量達(dá)800mm，高山上以降雪為主.冰雪作用活躍，流域內(nèi)現(xiàn)代冰川末端最低可達(dá)2500m左右（楊逸疇等，1983）.河流水量豐富，下切作用顯著，形成高山深谷地貌.桑曲全 長(zhǎng)178km，流域面積7200km2，落差4870m左右，平均海拔高度3840m左右，是一條典型以峽谷為主、局部相間寬谷盆地的山地河流.貢日嘎布曲源自崗日嘎布拉附近的現(xiàn)代冰川末端，全長(zhǎng)約170km，流域面積4900km2，落差5140m，平均海拔高度3980m左右.

圖7 察隅地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖（改編自雷永良等，2008；張兆忠和鄧萬(wàn)明，1981）Fig.7 Simplified geological map of Chayu River′s drainage basin（edited Lei et al.，2008；Zhang and Deng，1981）

圖8 察隅河流域數(shù)字地貌高程及河砂樣品位置示意圖Fig.8 Digital geomorphology map of Chayu River′s drainage basin with locations of detrital sample

4.2 實(shí)測(cè)河砂磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)

本次研究共采集兩件河砂樣品，分別位于桑曲和貢日嘎布曲的出口處，磷灰石裂變徑跡測(cè)試在北京大學(xué)裂變徑跡實(shí)驗(yàn)室完成.首先通過(guò)常規(guī)磁選和重液技術(shù)分離出磷灰石單礦物，然后用環(huán)氧樹(shù)脂將晶形較好的磷灰石顆粒粘于載玻片上，之后先后用600目、1200目的砂紙磨出磷灰石顆粒的最大內(nèi)表面，最后再用水和Al2O3混合液對(duì)樣品拋光.剖光后的樣品在室溫下（約25℃）用5mol／L的HNO3溶液配制成蝕刻液對(duì)樣品進(jìn)行蝕刻15s，之后用白云母片封裝，送往中國(guó)原子能研究院進(jìn)行照射.對(duì)照射后的樣品在常溫下（25℃）在40%（體積比）HF溶液中蝕刻磷灰石誘發(fā)徑跡，徑跡的統(tǒng)計(jì)是在裝有AUTOSCAN定位系統(tǒng)的ZEISS偏光顯微鏡下完成.數(shù)據(jù)結(jié)果見(jiàn)表1和圖9.

4.3 定量模擬計(jì)算流域熱史

本文選取的是STRM90m的DEM數(shù)據(jù)，公式Aisinαi可以換算成xytanαi，DEM 數(shù)據(jù)中，象元大小，即圖4b中x和y值是固定的，因此ArcGis中統(tǒng)計(jì)出桑曲和貢日嘎布曲流域內(nèi)每個(gè)象元的高程值及象元位置坡度角的正切值；在MatLab中，以20m為間隔，計(jì)算出不同高程段流域在垂向上的投影面積大小和整個(gè)流域地表在垂向上投影面積的大小，前者與后者的比值即為這一高程段內(nèi)在整個(gè)流域占的比例，即對(duì)河砂樣品巖屑的相對(duì)貢獻(xiàn)量大小.計(jì)算結(jié)果見(jiàn)圖10，桑曲對(duì)河砂貢獻(xiàn)量最多的高程區(qū)間為4500～4520m，貢日嘎布曲對(duì)河砂貢獻(xiàn)量最多的高程區(qū)間為4380～4400m.

表1 察隅地區(qū)河砂樣品詳細(xì)信息表Table 1 Measured AFT ages of detrital samples from Chayu River

圖9 實(shí)測(cè)河砂樣品年齡數(shù)據(jù)Fig.9 Observed detrital sample age histograms

4.3.1 模擬計(jì)算桑曲流域熱史

設(shè)定不同年齡－高程關(guān)系，將流域內(nèi)每一個(gè)高程點(diǎn)換算成相應(yīng)的年齡，以2Ma為間隔統(tǒng)計(jì)實(shí)測(cè)年齡數(shù)據(jù)與不同年齡－高程關(guān)系下?lián)Q算的理論河砂年齡數(shù)據(jù)的概率分布，通過(guò)卡方檢驗(yàn)得出每一個(gè)理論年齡概率分布與實(shí)測(cè)年齡概率分布之間的卡方檢驗(yàn)值及對(duì)應(yīng)的α值，來(lái)確定二者之間的擬合優(yōu)度（陳家鼎等，2006）.

（1）單一線性高程－年齡關(guān)系

年齡與高程呈單一線性關(guān)系中，不同的隆升速率對(duì)河砂數(shù)據(jù)的影響是有規(guī)律的.如圖11a所示，線性1、線性4、線性6代表的斜率依次增大，即對(duì)應(yīng)的隆升速率增大，河砂數(shù)據(jù)年齡范圍變窄，峰值年齡所占比例增大.出現(xiàn)這種情況的原因可能是：隆升速率增大，巖體通過(guò)退火帶時(shí)間縮短，山體各個(gè)高程對(duì)應(yīng)的年齡間隔變小，年齡分布更為集中.如果具有不同熱史年齡的基巖對(duì)河砂樣品的貢獻(xiàn)量相等，那么得到的河砂年齡區(qū)間會(huì)變窄；隆升速率相同的條件下，演化時(shí)限越新（線性1、線性2、線性3對(duì)應(yīng)的隆升速率相同；線性4與線性5對(duì)應(yīng)的隆升速率相同；線性6與線性7對(duì)應(yīng)的隆升速率相同），河砂峰值年齡與年齡數(shù)據(jù)越年輕，峰值年齡所占的比例大小不會(huì)改變圖11b.即隆升速率影響峰值大小，隆升時(shí)限影響峰值位置.

線性1的年齡－高程關(guān)系由實(shí)測(cè)年齡數(shù)據(jù)范圍與地貌高差區(qū)間共同確定端點(diǎn)，即5.8Ma對(duì)應(yīng)1403m的高度，38.2Ma對(duì)應(yīng)6273m的高度，由這兩個(gè)端點(diǎn)確定的年齡隨高程均勻變化情況下，我們可以直接觀察理論的河砂年齡概率曲線與實(shí)測(cè)的年齡概率曲線完全不一致（圖11b），說(shuō)明桑曲流域的地質(zhì)體并非均勻冷卻.

（2）分段年齡－高程關(guān)系

當(dāng)單一線性年齡－高程關(guān)系下的理論河砂數(shù)據(jù)無(wú)法與實(shí)測(cè)結(jié)果相匹配時(shí)，選擇分段的年齡－高程關(guān)系進(jìn)行模擬.確定端點(diǎn)之后，在單一線性年齡－高程關(guān)系中增加一個(gè)控制點(diǎn).（1）參考實(shí)測(cè)年齡數(shù)據(jù)中概率最大的年齡區(qū)間，我們選擇6～8Ma為年齡的轉(zhuǎn)折區(qū)間，對(duì)應(yīng)3500～4500m的高程區(qū)間，6～8Ma以0.2Ma為間隔，2500～3200m以50m為間隔，年齡與高程產(chǎn)生的控制點(diǎn)為165（11×15）個(gè)（圖12a），即由之前的兩個(gè)端點(diǎn)及增加的控制點(diǎn)總共產(chǎn)生165條分段年齡－高程關(guān)系，對(duì)每一條年齡－高程關(guān)系取得的理論河砂年齡概率分布數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)河砂年齡概率分布數(shù)據(jù)進(jìn)行卡方檢驗(yàn)，取得卡方檢驗(yàn)值，選擇使得卡方檢驗(yàn)值最小的年齡－高程關(guān)系；實(shí)際結(jié)果如圖12b所示，控制點(diǎn)的時(shí)限為7.6Ma、高程為3000m時(shí)，理論數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的卡方檢驗(yàn)值為最小值86.4，對(duì)應(yīng)的α值小于0.01，即二者完全匹配的概率小于1%，結(jié)果并不理想，同時(shí)可以觀察到理論數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)概率分布曲線匹配情況仍不理想（圖12b）；（2）所以我們選擇增加第二個(gè)控制點(diǎn)進(jìn)行計(jì)算，經(jīng)過(guò)試驗(yàn)我們選擇7Ma和33Ma作為年齡的兩個(gè)控制點(diǎn)，其中7Ma在3000～4000m以100m的間隔取值，33Ma在5000～6000m以100m的間隔取值，由此設(shè)定的年齡－高程關(guān)系路徑為121（11×11）條（圖13），得到最小的卡方檢驗(yàn)值為24.2，對(duì)應(yīng)的α值介于0.025～0.05之間，即理論河砂年齡概率分布與實(shí)測(cè)年齡－概率分布匹配的概率介于2.5%～5%之間；（3）繼續(xù)增加第三個(gè)控制點(diǎn)，上述得到的第二個(gè)控制點(diǎn)不變，選取10Ma為轉(zhuǎn)折時(shí)限，使它在3850～4200m內(nèi)以50m的間隔變動(dòng)，同時(shí)仍然選取7Ma在3200～3600m內(nèi)以50m的間隔變動(dòng)，這樣可以設(shè)定72（8×9）條年齡－高程關(guān)系路徑（圖14a），最終通過(guò)獲得最小的卡方檢驗(yàn)值為10.7，對(duì)應(yīng)的α值大于0.7，即這種路徑下計(jì)算得出的理論河砂年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)的河砂數(shù)據(jù)完全匹配的概率超過(guò)70%，圖14b中也可以觀察到理論河砂年齡概率分布曲線與實(shí)測(cè)分布曲線比較吻合，所以我們選擇這一年齡－高程關(guān)系作為最終的模擬計(jì)算的桑曲流域熱歷史的結(jié)果.

圖10 桑曲、貢日嘎布曲流域不同高程對(duì)應(yīng)的河砂巖屑貢獻(xiàn)量Fig.10 Sand relative contribution ratio of different elevations in drainage basins of Sangqu River and Gongrigabu River

圖11 不同線性年齡－高程關(guān)系下模擬桑曲河砂年齡分布與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)比（a）設(shè)定的年齡－高程關(guān)系呈單一線性；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.11 Comparison of calculated and observed detrital ages according to different one section age－elevation relationships in Sangqu River（a）One section age－elevation relationships；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

圖12 不同分段年齡－高程關(guān)系下模擬桑曲河砂年齡分布與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)比（a）設(shè)定的年齡－高程關(guān)系呈分段性（增加1個(gè)控制點(diǎn)）；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.12 Comparison of calculated and observed detrital ages according to different two sections age－elevation relationships in Sangqu River（a）Two sections age－elevation relationships（add one point）；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

綜合以上模擬結(jié)果與實(shí)測(cè)結(jié)果的對(duì)比，總體上模擬得到的年齡－高程關(guān)系對(duì)應(yīng)的隆升速率在7Ma左右發(fā)生快速轉(zhuǎn)折，7～5.8Ma的隆升速率約為1.62km／Ma，7Ma以前平均隆升速率為0.14km／Ma.

實(shí)測(cè)河砂年齡概率分布曲線顯示，6～8Ma的概率最大，通過(guò)模擬的年齡－高程關(guān)系得知7Ma以來(lái)流域的隆升速率快速增加，因此巖體年齡分布在6～8Ma附近更集中，形成了6～8Ma的峰值年齡區(qū)間；第二個(gè)概率比較大的年齡區(qū)間為18～20Ma，這一年齡區(qū)間在模擬得到的年齡－高程關(guān)系中對(duì)應(yīng)4475～4607m的高程區(qū)間，前面計(jì)算得出的不同高程對(duì)河砂貢獻(xiàn)量曲線（圖10a）顯示，4500m左右高程的地質(zhì)體對(duì)河砂樣品貢獻(xiàn)比例最大，即具有這一高程對(duì)應(yīng)熱史年齡的地質(zhì)體比其他高程的地質(zhì)體在河砂樣品中占的比例大，而且模擬結(jié)果顯示在18～20Ma左右年齡隨高程均勻變化，因此我們推斷18～20Ma的峰值年齡區(qū)間是由這一時(shí)限對(duì)應(yīng)高程的地質(zhì)體貢獻(xiàn)量最多導(dǎo)致的.

圖13 分三段年齡－高程關(guān)系下桑曲河砂年齡分布與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)比（a）設(shè)定的年齡－高程關(guān)系分三個(gè)階段；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.13 Comparison of calculated and observed detrital ages according to different three sections age－elevation relationships in Sangqu River（a）Three sections age－elevation relationship；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

圖14 桑曲模擬數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)吻合情況下年齡－高程關(guān)系及河砂數(shù)據(jù)的對(duì)比（a）模擬得到的匹配度最高的年齡－高程關(guān)系；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.14 The simulated age－elevation relationship and comparison of calculated and observed detrital ages in Sangqu River（a）The best－fit age－elevation relationship；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

丁林等（1995）和雷永良等（2005）對(duì)桑曲流域內(nèi)的基巖做了磷灰石裂變徑跡測(cè)試，得出的年齡－高程關(guān)系顯示在7Ma左右發(fā)生轉(zhuǎn)折，7Ma之前的隆升速率約為0.1km／Ma，7Ma以來(lái)隆升速率加快，約為1.6km／Ma（圖15），與本文模擬得到年齡－高程關(guān)系以及隆升速率比較一致，驗(yàn)證了桑曲流域的熱史模擬結(jié)果，也證明了模擬模型的可靠性.因此，在地形險(xiǎn)峻或者冰川覆蓋而無(wú)法獲取基巖樣品的野外地區(qū)，可以通過(guò)采集河砂樣品替代基巖剖面反演地質(zhì)體熱史特征.

4.3.2 模擬計(jì)算貢日嘎布曲流域年齡－高程關(guān)系

圖15 桑曲流域已知基巖數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù)對(duì)比Fig.15 Comparison of reported bedrock data and simulated age－elevation relationship in Sangqu River

用同樣的方法對(duì)貢日嘎布曲流域進(jìn)行模擬數(shù)據(jù)和實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.單一的年齡－高程線性關(guān)系下模擬的河砂數(shù)據(jù)結(jié)果與實(shí)測(cè)結(jié)果不吻合（圖16），說(shuō)明貢日嘎布曲流域的冷卻并非勻速，繼續(xù)增加控制點(diǎn)取得使二者匹配概率大于90%的年齡－高程關(guān)系如圖17所示.

通過(guò)圖17a中的年齡－高程關(guān)系計(jì)算的理論河砂年齡概率分布與實(shí)測(cè)河砂年齡概率分布之間的卡方檢驗(yàn)值為5.5，對(duì)應(yīng)的α值為0.9，即二者有90%的概率是完全匹配的，圖17b顯示二者是非常吻合的.從模擬的年齡－高程關(guān)系可以看出，貢日嘎布曲具有階段性隆升的特征，18～14Ma的隆升速率為0.32km／Ma，14～8Ma比較穩(wěn)定隆升速率近似為0km／Ma；8Ma以來(lái)隆升速率逐漸加快，8～5Ma對(duì)應(yīng)的隆升速率為0.21km／Ma，5～3Ma為0.43km／Ma，3～1.1Ma為0.83km／Ma，整體上8～1.1Ma平均的隆升速率約為0.7km／Ma.

4.4 察隅河流域地質(zhì)體熱史演化的差異

察隅河兩個(gè)支流熱史差異體現(xiàn)在演化時(shí)限和隆升速率兩個(gè)方面.桑曲河砂年齡區(qū)間為5.8～38.2Ma，貢日嘎布曲為1.1～18.2Ma，貢日嘎布曲流域的熱史年齡整體上要比桑曲流域熱史年齡年輕，冷卻演化時(shí)限更新.桑曲和貢日嘎布曲流域地貌高差分別為4800m左右、5000m左右，高差基本相當(dāng)，而年齡范圍差異明顯，以現(xiàn)代地貌高差與河砂年齡區(qū)間的比值代表熱史演化期間的平均隆升速率的話，貢日嘎布曲流域的平均隆升速率是桑曲流域的兩倍左右.

圖16 不同線性年齡－高程關(guān)系下模擬貢日嘎布曲河砂年齡分布（a）設(shè)定的年齡－高程關(guān)系呈單一線性；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.16 Comparison of calculated and observed detrital ages according to different one section age－elevation relationships in Gongrigabu River（a）One section age－elevation relationships；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

圖17 貢日嘎布曲模擬數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)吻合情況下年齡－高程關(guān)系及河砂數(shù)據(jù)的對(duì)比（a）模擬得到的匹配度最高的年齡－高程關(guān)系；（b）河砂模擬年齡數(shù)據(jù)與實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比.Fig.17 The simulated age－elevation and comparison of calculated and observed detrital ages in Gongrigabu River（a）The best－fit age－elevation relationships；（b）Comparison of calculated and observed detrital ages.

隆升速率的改變很多情況下由氣候事件導(dǎo)致（Zhang et al.，2001），降水與隆升速率之間的耦合關(guān)系在很多造山帶被證實(shí)（e.g.Willett et al.，2003；Reiners et al.，2005；Wobus et al.，2003）.在藏東南地區(qū)，雅魯藏布江的地東－多雄拉剖面，降雨量大的地方對(duì)應(yīng)的熱史演化時(shí)限更為年輕（Yu et al.，2011），怒江流域也顯示降雨量多的區(qū)域?qū)?yīng)熱史年齡更新的地區(qū)（孫東霞等，2013）.察隅河?xùn)|西兩支分水嶺山地附近高山年降水量約2000mm；貢日嘎布曲谷地較濕潤(rùn)；東支桑曲降水比西支貢日嘎布曲顯著減少（楊逸疇等，1983），桑曲與貢日嘎布曲熱史演化的差異很可能是地質(zhì)歷史時(shí)期內(nèi)降水量的差異導(dǎo)致的.

還有一種可能的解釋是流域內(nèi)地質(zhì)體剝蝕量的差異導(dǎo)致兩個(gè)流域熱史年齡分布的差異（鄭德文等，2006），即早期貢日嘎布曲內(nèi)的物質(zhì)因抗剝蝕能力較弱或其他因素，使得具有較老熱史年齡的物質(zhì)被剝蝕掉了，使得現(xiàn)代河砂數(shù)據(jù)的年齡范圍比桑曲年輕很多，這種快速剝蝕掉大量物質(zhì)的時(shí)限和原因是什么呢？現(xiàn)今貢日嘎布曲和桑曲的地貌特征基本相同，假設(shè)這一地區(qū)的地溫梯度為40℃／km，地表溫度為10℃，磷灰石退火深度位于地表以下約2.5km處，退火深度處的樣品熱史年齡為0Ma，那么貢日嘎布曲1.1Ma以來(lái)的平均隆升速率約為2.28km／Ma，桑曲5.8Ma以來(lái)的平均隆升速率約為0.43km／Ma.圖18顯示，5.8～1.1Ma期間貢日嘎布曲平均隆升速率與桑曲基本相當(dāng)，而桑曲在1.1Ma以來(lái)隆升速率達(dá)2.28km／Ma，正是這一時(shí)限貢日嘎布曲加快的隆升速率將具有較老熱史年齡的物質(zhì)剝蝕掉，使得現(xiàn)代地貌中的冷卻年齡時(shí)限整體比桑曲的新.

圖18 貢日嘎布曲流域和桑曲流域模擬結(jié)果對(duì)比Fig.18 Comparison of calculated age－elevation relationships in Gongrigabu River and Sangqu River

5 結(jié)論

河砂作為流域地質(zhì)體剝蝕的平均產(chǎn)物，其組分主要受控于地貌形態(tài)高程數(shù)據(jù)的分布特征以及空間剝蝕速率的分布.定量分析地貌中不同位置坡度角對(duì)空間剝蝕速率的影響，能夠?qū)⒑由皵?shù)據(jù)與研究區(qū)直觀的年齡－高程關(guān)系聯(lián)系起來(lái)，不僅能夠識(shí)別河砂數(shù)據(jù)峰值的形成因素，更能準(zhǔn)確模擬計(jì)算出流域的熱史.以察隅河的兩個(gè)支流為例，結(jié)合地貌形態(tài)特征與實(shí)測(cè)河砂AFT數(shù)據(jù)，模擬計(jì)算出的兩個(gè)流域熱史具有明顯差異，同時(shí)其中一條支流桑曲內(nèi)已知基巖數(shù)據(jù)與模擬結(jié)果非常吻合，驗(yàn)證了該模擬計(jì)算方法的可靠性.

致謝兩位審稿人對(duì)本文提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn).在此表示衷心的感謝！

Amato J M，Pavlis T L.2010.Detrital zircon ages from the Chugach terrane，southern Alaska，reveal multiple episodes of accretion and erosion in a subduction complex.Geology，38（5）：459－462，doi：10.1130／G30719.1.

Avdeev B，Niemi N A，Clark M K.2011.Doing more with less：Bayesian estimation of erosion models with detrital thermochronometric data.EarthandPlanetaryScienceLetters，305（3－4）：385－395，doi：10.1016／j.epsl.2011.03.020.

Bennett G L，Molnar P，Mcardell B W，et al.2013.Patterns and controls of sediment production，transfer and yield in the Illgraben.Geomorphology，188：68－82，doi：10.1016／j.geomorph.2012.11.029.

Braun J.2002.Quantifying the effect of recent relief changes on ageelevation relationships.EarthandPlanetaryScienceLetters，200（3－4）：331－343，doi：10.1016／S0012－821X（02）00638－6.

Braun J，Sambridge M.1997.Modelling landscape evolution on geological time scales：a new method based on irregular spatial discretization.BasinResearch，9（1）：27－52，doi：10.1046／j.1365－2117.1997.00030.x.

Braun J， van der Beek P， Batt G. 2006. Quantitative Thermochronology.Cambridge：Cambridge University Press.Brewer I D，Burbank D W，Hodges K V.2003.Modelling detrital cooling－age populations：insights from two Himalayan catchments.BasinResearch，15（3）：305－320，doi：10.1046／j.1365－2117.2003.00211.x.

Chen J D，Sun S Z，Li D F，et al.2006.Mathematical Statistics Lecture （second edition）（in Chinese）.Beijing： Higher Education Press，452.

Ding L，Zhong D L，Pan Y S，et al.1995.Rapid uplift of eastern Himalayan Syntaxis from the fission track evidence.Chinese ScienceBulletin（in Chinese），40（16）：1497－1500.

Ding L，Zhong D L，Yin A，et al.2001.Cenozoic structural and metamorphic evolution of the eastern Himalayan syntaxis（Namche Barwa）.EarthandPlanetaryScienceLetters，192（3）：423－438，doi：10.1016／S0012－821X（01）00463－0.

Ehlers T A，F(xiàn)arley K A.2003.Apatite（U－Th）／He thermochronometry：methods and applications to problems in tectonic and surface processes.EarthandPlanetaryScienceLetters，206（1－2）：1－14，doi：10.1016／S0012－821X（02）01069－5.

Enkelmann E，Zeitler P K，Pavlis T L，et al.2009.Intense localized rock uplift and erosion in the St Elias orogen of Alaska.NatureGeoscience，2（5）：360－363，doi：10.1038／ngeo 502.

Enkelmann E，Ehlers T A，Zeitler P K，et al.2011.Denudation of the Namche Barwa antiform，eastern Himalaya.Earthand PlanetaryScienceLetters，307（3－4）：323－333，doi：10.1016／j.epsl.2011.05.004.

Garver J I，Soloviev A V，Bullen M E，et al.2000.Towards a more complete record of magmatism and exhumation in continental arcs，using detrital fission－track thermochrometry.Physics andChemistryoftheEarth，PartA：SolidEarthand Geodesy，25（6－7）：565－570，doi：10.1016／S1464－1895（00）00086－7.

Hanks T C，Andrews D J.1989.Effect of far－field slope on morphologic dating of scarplike landforms.Journalof GeophysicalResearch：SolidEarth，94（B1）：565－573，doi：10.1029／JB094iB01p00565.

Hodges K V，Ruhl K W，Wobus C W，et al.2005.40Ar／39Ar thermochronology of detrital minerals.ReviewsinMineralogy andGeochemistry，58（1）：239－257，doi：10.2138／rmg.2005.58.9.

Lei Y L，Zhong D L，Jia C Z，et al.2008.Late Cenozoic differential uplift－exhumation of batholith and propagation of uplpft recorded by fission track thermochronology in Chayu area，the southeast margin of the Tibetan plateau.ActaPetrologica Sinica（in Chinese），24（2）：384－394.

Montgomery D R，Brandon M T.2002.Topographic controls on erosion rates in tectonically active mountain ranges.Earthand PlanetaryScienceLetters，201（3－4）：481－489，doi：10.1016／S0012－821X（02）00725－2.

Ouimet W B，Whipple K X，Granger D E.2009.Beyond threshold hillslopes：Channel adjustment to base－level fall in tectonically active mountain ranges.Geology，37（7）：579－582，doi：10.1130／G30013A.1.

Palumbo L，Hetzel R，Tao M X，et al.2011.Catchment－wide denudation rates at the margin of NE Tibet from in situproduced cosmogenic10Be.TerraNova，23（1）：42－48，doi：10.1111／j.1365－3121.2010.00982.x.

Pan B T，Geng H P，Hu X F，et al.2010.The topographic controls on the decadal－scale erosion rates in Qilian Shan Mountains，N.W.China.EarthandPlanetaryScienceLetters，292（1－2）：148－157，doi：10.1016／j.epsl.2010.01.030.

Reiners P W，Campbell I H，Nicolescu S，et al.2005.（U－Th）／（He－Pb）double dating of detrital zircons.AmericanJournal ofScience，305（4）：259－311，doi：10.2475／ajs.305.4.259.

Reiners P W.2007.Thermochronologic approaches to paleotopography.ReviewsinMineralogyandGeochemistry，66（1）：243－267，doi：10.2138／rmg.2007.66.10.

Roering J J，Kirchner J W，Dietrich W E.1999.Evidence for nonlinear，diffusive sediment transport on hillslopes and implications for landscape morphology.WaterResources Research，35（3）：853－870，doi：10.1029／1998WR900090.

Roering J J，Perron J T，Kirchner J W.2007.Functional relationships between denudation and hillslope form and relief.EarthandPlanetaryScienceLetters，264（1－2）：245－258，doi：10.1016／j.epsl.2007.09.035.

Ruhl K W，Hodges K V.2005.The use of detrital mineral cooling ages to evaluate steady state assumptions in active orogens：An example from the central Nepalese Himalaya.Tectonics，24（4）：C4015，doi：10.1029／2004TC001712.

Stock G M，Ehlers T A，F(xiàn)arley K A.2006.Where does sediment come from？Quantifying catchment erosion with detrital apatite（U－Th）／He thermochronometry.Geology，34（9）：725－728，doi：10.1130／G22592.1.

Stock J D，Montgomery D R.1996.Estimating palaeorelief from detrital mineral age ranges.BasinResearch，8（3）：317－327，doi：10.1046／j.1365－2117.1996.00177.x.

Sun D X，Ji J Q，Zhang Z C，et al.2009.AFT dating of detrital apatites from the Yarlung Zangbo Grea Canyon：Implications for its distinct geoporphological evolution.ChineseScience Bulletin（in Chinese），54（23）：3738－3747.

Sun D X，Ji J Q，Liu Y D，et al.2013.Detrital apatite fission track analysis and geomorphologic evolution of the Nujiang River area.ChineseJournalofGeology（in Chinese），48（2）：501－514，doi：10.3969／j.issn.0563－5020.2013.02.012.

Vermeesch P.2007.Quantitative geomorphology of the White Mountains （California）using detrital apatite fission track thermochronology.JournalofGeophysicalResearch：Earth Surface，112（F3）：F3004，doi：10.1029／2006JF000671.

von Blanckenburg F.2005.The control mechanisms of erosion and weathering at basin scale from cosmogenic nuclides in river sediment.EarthandPlanetaryScienceLetters，237（3－4）：462－479，doi：10.1016／j.epsl.2005.06.030.

Whipple K X，Tucker G E.1999.Dynamics of the stream－power river incision model：Implications for height limits of mountain ranges，landscape response timescales，and research needs.JournalofGeophysicalResearch：SolidEarth（1978—2012），104（B8）：17661－17674，doi：10.1029／1999JB900120.

Willett S D，F(xiàn)isher D，F(xiàn)uller C，et al.2003.Erosion rates and orogenic－wedge kinematics in Taiwan inferred from fission－track thermochronometry.Geology，31（11）：945－948，doi：10.1130／G19702.1.

Wobus C W，Hodges K V，Whipple K X.2003.Has focused denudation sustained active thrusting at the Himalayan topographic front？Geology，31（10）：861－864，doi：10.1130／G19730.1.

Wobus C W，Whipple K X，Hodges K V.2006.Neotectonics of the central Nepalese Himalaya：Constraints from geomorphology，detrital40Ar／39Ar thermochronology，and thermal modeling.Tectonics，25（4）：C4011，doi：10.1029／2005TC001935.

Yang Y C，Li B Y，Yin Z S，et al.1983.Geomorphology of Xizang（Tibet）（in Chinese）.Beijing：Science Press.

Yu X J，Ji J Q，Gong J F，et al.2011.Evidences of rapid erosion driven by climate in the Yarlung Zangbo （Tsangpo）Great Canyon，the eastern Himalayan syntaxis.ChineseScience Bulletin，56（11）：1123－1130，doi：10.1007／s11434－011－4419－x.

Zhang P Z，Molnar P，Downs W R.2001.Increased sedimentation rates and grain sizes 2－4Myr ago due to the influence of climate change on erosion rates.Nature，410（6831）：891－897，doi：10.1038／35073504.

Zhang Z Z，Deng W M.1981.Intermediate－Acid Intrusive Rocks of Bome－Chayu Region.In：Comprehensive Scientific Expedition of Tibet Plateau of Chinese Academy of Sciences.Tibet Magmatism and Metamorphism （in Chinese）.Beijing：Science Press，112－130.

Zhong D L，Ding L.1996.Discovery of high－pressure basic granulite in Namjagbarwa area，Tibet，China.ChineseScienceBulletin，41（1）：87－88.

Zheng D W，Zhang P Z，Wan J L，et al.2006.Tectonic events，climate and conglomerate：example from Jishishan mountain and Linxia basin（in Chinese）.QuaternarySciences，26（1）：63－69，doi：10.3321／j.issn：1001－7410.2006.01.008.

附中文參考文獻(xiàn)

陳家鼎，孫山澤，李東風(fēng)等.2006.數(shù)理統(tǒng)計(jì)學(xué)講義（第二版）.北京：高等教育出版社，452.

丁林，鐘大賚，潘裕生等.1995.東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)上新世以來(lái)快速抬升的裂變徑跡證據(jù).科學(xué)通報(bào)，40（16）：1497－1500.

雷永良，鐘大賚，賈承造等.2008.青藏高原東南緣察隅地區(qū)晚新生代巖體差異抬升—?jiǎng)兟逗透咴瓟U(kuò)展的裂變徑跡證據(jù).巖石學(xué)報(bào)，24（2）：384－394.

孫東霞，季建清，張志誠(chéng)等.2009.雅魯藏布江中下游流域地貌差異演化的巖屑磷灰石裂變徑跡證據(jù).科學(xué)通報(bào)，54（23）：3738－3747.

孫東霞，季建清，劉一多等.2013.怒江河砂巖屑磷灰石裂變徑跡結(jié)果與流域地貌演化.地質(zhì)科學(xué)，48（2）：501－514.

楊逸疇，李炳元，尹澤生等.1983.西藏地貌.北京：科學(xué)出版社.

張兆忠，鄧萬(wàn)明.1981.波密—察隅地區(qū)的中酸性侵入巖.／／中國(guó)科學(xué)院青藏高原綜合科學(xué)考察隊(duì)編.西藏巖漿活動(dòng)和變質(zhì)作用.北京：科學(xué)出版社，112－130.

鄭德文，張培震，萬(wàn)景林等.2006.構(gòu)造、氣候與礫巖—以積石山和臨夏盆地為例.第四紀(jì)研究，26（1）：63－69.