陳麒光，邵兆剛，韓建恩，孟憲剛，余 佳，王 津

(中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京100081)

0 引言

數(shù)字高程模型 (Digital Elevation Model，DEM)是對地球表面地形地貌的數(shù)字化表達(dá)和模擬，基于DEM的地形地貌分析實(shí)質(zhì)就是對地形進(jìn)行數(shù)字計(jì)算的過程。目前DEM理論和相關(guān)的分析技術(shù)已得到了地學(xué)工作者的廣泛關(guān)注，國際上已將其作為一種常規(guī)的地形地貌研究手段［1～3］。例如:Fielding［4］對青藏高原及其周邊地區(qū)進(jìn)行了大尺度地貌分析，認(rèn)為青藏高原內(nèi)部的剝蝕夷平和邊緣造山帶的剝蝕夷平顯著不同;Chris Duncan等［5］利用3弧秒數(shù)據(jù)在喜馬拉雅弧形碰撞帶對尼泊爾和不丹境內(nèi)的局部地形起伏、坡高等進(jìn)行了分析和對比，并指出喜馬拉雅造山帶的地質(zhì)及地貌在不丹和尼泊爾有很大差異，反映了其構(gòu)造活動(dòng)的差異性;洪順英等［6］基于SRTM-DEM數(shù)據(jù)揭示了阿爾泰地區(qū)構(gòu)造地貌特征并做了階梯狀地貌的相關(guān)討論;張會(huì)平等［7］構(gòu)建了岷山構(gòu)造帶數(shù)字高程模型，初步對岷山構(gòu)造帶，特別是岷山斷裂帶構(gòu)造地貌特征進(jìn)行了分析，通過坡度、坡向及地形起伏度和高程統(tǒng)計(jì)分析，得出了岷山地區(qū)夷平面及山頂面的分布特點(diǎn)。

羊卓雍錯(cuò)地區(qū)位于青藏高原南部，北鄰雅魯藏布江構(gòu)造帶，構(gòu)造活動(dòng)頻繁，斷裂發(fā)育，盆山構(gòu)造地貌特征明顯，對研究高原內(nèi)部地貌演化及其對高原隆升響應(yīng)等方面均具有重要意義。本文對羊卓雍錯(cuò)地區(qū)數(shù)字高程模型 (ASTER-GDEM)進(jìn)行了詳細(xì)分析，揭示了羊卓雍錯(cuò)地區(qū)的盆地地貌特征，對區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)與高原內(nèi)部地貌演化的關(guān)系進(jìn)行了探討，旨在為研究區(qū)的盆地地貌格局及其演化提供重要依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

研究區(qū)位于青藏高原南部，羊卓雍錯(cuò)盆地北起雅魯藏布江南岸的貢嘎縣，南至洛扎縣境內(nèi)，地理位置為東經(jīng)89°30'—92°25'，北緯28°—29°30'。盆地內(nèi)部河流水系發(fā)育，年降雨量351 mm，湖泊發(fā)育，主要包括羊卓雍錯(cuò)、普莫雍錯(cuò)、沉錯(cuò)、空母錯(cuò)、巴糾錯(cuò)和哲古錯(cuò)等湖泊，盆地地質(zhì)歷史時(shí)期曾經(jīng)為統(tǒng)一的大湖［8］，并存在有短暫外流期，現(xiàn)今湖泊為統(tǒng)一大湖收縮分解后形成的。

研究區(qū)在大地構(gòu)造位置上屬于喜馬拉雅造山帶中的北喜馬拉雅特提斯褶沖構(gòu)造帶，北以雅魯藏布縫合帶與拉薩地體相鄰，南以藏南拆離系與高喜馬拉雅結(jié)晶基底相連［9］，先后經(jīng)歷了始喜馬拉雅印度板塊與歐亞大陸俯沖碰撞和新喜馬拉雅期伸展變形等地質(zhì)演化過程，自南向北形成了近東西向的洛扎、絨布—哲古、邛多江等平行于造山帶走向的斷裂構(gòu)造 (見圖1)。在盆地東西兩側(cè)均發(fā)育了近南北向的斷陷盆地，這些斷陷盆地屬藏南裂谷帶中的桑日—錯(cuò)那斷陷帶和亞東—露谷斷陷帶的一部分，發(fā)育第四紀(jì)不同時(shí)期沉積建造和多期斷層構(gòu)造，時(shí)至今日仍然存在強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，控制了羊卓雍錯(cuò)盆地的東西向展布［10～11］。

圖1 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)地質(zhì)簡圖 (據(jù)文獻(xiàn)［8］略改)Fig.1 Geological map in the YamzhoYumco region

2 ASTER-GDEM數(shù)據(jù)來源與分析方法

本文中所采用的數(shù)據(jù)來源于美國航天局 (NASA)與日本經(jīng)濟(jì)產(chǎn)業(yè)省 (METI)共同發(fā)布的ASTER-GDEM數(shù)據(jù)，該數(shù)據(jù)是根據(jù)NASA的新一代對地觀測衛(wèi)星TERRA的詳盡觀測結(jié)果制作完成的［12～13］。相對于分辨率為90 m的SRTM數(shù)據(jù)，ASTER-GDEM數(shù)據(jù)水平精度為30 m，垂直精度為20 m，含有更加真實(shí)而豐富的地理信息。鑒于研究區(qū)面積47000 km2，最大高程差為4934 m，因此其水平誤差范圍0.0000006%，垂直誤差范圍0.4%，均控制在1%以內(nèi)，其精度完全滿足該地區(qū)構(gòu)造地貌分析的要求。

本文對研究區(qū)域的DEM數(shù)據(jù)進(jìn)行拼接、裁剪、密度分割及彩色暈染等預(yù)處理，在此基礎(chǔ)之上依據(jù)區(qū)域地質(zhì)簡圖提取DEM圖中的線性影像構(gòu)造 (見圖2)。利用SPASS軟件得出GIS統(tǒng)計(jì)的最佳分析窗口，做出研究區(qū)的平均高程、最大高程、最小高程、地勢起伏度及坡度圖，通過與實(shí)際野外現(xiàn)象對比，獲得了該區(qū)的構(gòu)造地貌特征。在盆地內(nèi)部選擇3個(gè)不同方向，提取并繪制出條帶范圍的高程值及地勢起伏度剖面。通過GIS空間數(shù)據(jù)分析，提取了羊卓雍錯(cuò)盆地的流域范圍。分別根據(jù)面積-高程積分 (Hi)、山前曲折度 (Smf)和盆地不對稱度 (AF)等對盆地?cái)?shù)字地貌指標(biāo)進(jìn)行了提取，并對數(shù)字地貌結(jié)果所反映的盆地地貌及其演化特征進(jìn)行了探討。

圖2 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)DEM圖Fig.2 DEM image of the YamzhoYumco region

3 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)構(gòu)造地貌分析

3.1 DEM高程及地勢起伏度分析

以ASTER-GDEM數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，利用GIS空間統(tǒng)計(jì)分析技術(shù)與彩色暈染方法，對羊卓雍錯(cuò)地區(qū)的地貌特征進(jìn)行分析 (見圖2)。研究區(qū)內(nèi)總體地勢分布南高北低，高程變化范圍為2581～7515 m，全區(qū)平均海拔為4775 m;羊卓雍錯(cuò)流域海拔分布呈現(xiàn)出中間低四周高的近南東東—北西西向帶狀展布的盆地地貌特征，與南北兩側(cè)山體及區(qū)域深大斷裂的走向基本一致;在流域范圍內(nèi)呈南東高、北西低的地勢分布，控制了盆地水流的整體趨勢;盆地南北邊緣則呈現(xiàn)出不同的地貌特點(diǎn):南緣凹凸不平、高而寬闊，北緣平直、低而狹窄。

按500 m間距對高程進(jìn)行詳細(xì)分割，繪制了羊卓雍錯(cuò)地區(qū)平均高程圖 (見圖3a)。圖中顯示羊卓雍錯(cuò)地區(qū)高程從盆地周緣向流域內(nèi)部呈南西—東—北西向的三級階梯:Ⅰ級階梯高程在5000～5500 m之間，分布于流域南部的普莫雍錯(cuò)地區(qū)及流域四周所圍限的甘巴拉山、蒙達(dá)崗日等，占全區(qū)面積的19.42%;Ⅱ級階梯高程4500～5000 m，對應(yīng)羊卓雍錯(cuò)水系至周圍山麓之間的區(qū)域范圍，占全區(qū)面積的28.42%;Ⅲ級階梯高程在4000～4500 m，對應(yīng)現(xiàn)今羊卓雍錯(cuò)水系分布地區(qū)，占全區(qū)總面積的37.19%。高程統(tǒng)計(jì)結(jié)果 (見表1)顯示，整個(gè)區(qū)域中海拔區(qū)域僅占0.23%，主要分布在研究區(qū)北部的雅魯藏布江一帶;全區(qū)占64.86%的多數(shù)地區(qū)為高海拔區(qū)域;極高海拔占有34.91%，其中大于6000 m的海拔零星出現(xiàn)在研究區(qū)南部的山地，這樣的海拔分布在圖3a中也有很好的印證，體現(xiàn)了研究區(qū)地貌高程自南向北降低的地貌格局。

圖3 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)4種高程圖Fig.3 Four types of DEM maps of the YamzhoYumco region

表1 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)高程統(tǒng)計(jì)Table 1 Height statistics of the YamzhoYumco region

在區(qū)域地貌研究中，地勢起伏度是反映構(gòu)造與地表侵蝕相互作用的基本指標(biāo)［14］。將DEM數(shù)據(jù)按30×30象元采樣閾值空間窗口［15］，分別獲得了研究區(qū)的最大和最小高程圖(見圖3b，3c)，通過柵格計(jì)算，可以得到區(qū)域的地勢起伏度示意圖 (見圖3d)。地勢起伏度結(jié)果 (圖3d，表2)顯示，盆地中部較為平坦，盆地邊緣起伏度迅速增大，最大起伏度為1713 m，平均起伏度314 m。其中平原主要分布在羊卓雍錯(cuò)、普莫雍錯(cuò)、沉錯(cuò)、空母錯(cuò)、巴糾錯(cuò)幾大湖泊及其附屬水系流經(jīng)區(qū)域，占全區(qū)面積的2.45%;丘陵分布在流域內(nèi)水系之間的絕大多數(shù)區(qū)域及水系邊緣，占22.83%;小起伏山地主要分布在盆地邊緣地帶以及四周的山區(qū)，占62.44%。綜合圖2和圖3來看，羊卓雍錯(cuò)流域內(nèi)部地貌與四周山區(qū)的溝壑縱橫相比具有明顯不同的特征:其內(nèi)呈現(xiàn)出地貌演化晚期的丘陵-平原地貌特點(diǎn) (見圖4a，4b)，與早期統(tǒng)一的古湖泊發(fā)育區(qū)域?qū)?yīng)，而邊緣山地帶則由于冰川與水流切割作用，使得地形高程急劇變化 (見圖4c)。

表2 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)地勢起伏度統(tǒng)計(jì)Table 2 Amplitude statistics of the YamzhoYumco region

圖4 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)地貌特征與湖相沉積Fig.4 Geomorphologic characteristics of the YamzhoYumco region and it’s lake sediments

3.2 地表坡度分析

空間統(tǒng)計(jì)分析表明，研究區(qū)最大坡度值可達(dá)81°，平均坡度約為19°。坡度小于5°的低緩坡面積占總面積的11.67%，主要位于羊卓雍錯(cuò)、普莫雍錯(cuò)、巴糾錯(cuò)等地和雅魯藏布江地帶;有11.25%的地區(qū)為5°—9°的緩坡，分布在現(xiàn)今湖泊水系的周圍;大于9°的陡坡(75.31%)中以9°—21°的低陡坡 (36.44%)為主，主要分布在盆山過渡地帶;而陡崖(＞45°)則分布較少，不到2%，主要集中在盆地邊緣山體的山脊山頂及穹窿構(gòu)造的頂部(見圖5，圖6)。由此可見，羊卓雍錯(cuò)流域內(nèi)絕大部分地區(qū)坡度小于15°且縱降比較小，與古湖泊發(fā)育以及內(nèi)流盆地底部侵蝕微弱，低緩的湖泊地貌得以保存密切相關(guān)。而在流域邊緣地帶坡度急劇增加到27°—39°，反映了流域邊緣強(qiáng)烈的山體抬升構(gòu)造活動(dòng)。

圖5 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)坡度統(tǒng)計(jì)直方圖Fig.5 Slope statistics of the Yamzho Yumco region

圖6 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)坡度分級示意圖Fig.6 Slope classification schematic diagram of the YamzhoYumco region

強(qiáng)烈的斷裂活動(dòng)，往往造成斷裂兩側(cè)高程及地貌坡度出現(xiàn)強(qiáng)烈反差［6，16］，在坡度圖中常常表現(xiàn)出線性影像特征，能夠反映斷裂走向及規(guī)模等構(gòu)造特征。對研究區(qū)的坡度數(shù)據(jù)進(jìn)行分析，可見5條主要斷裂帶發(fā)育，即雅魯藏布江構(gòu)造帶、桑日—錯(cuò)那斷陷帶、亞東—露谷斷陷帶、邛多江斷裂及絨布—哲古斷裂 (見圖6)，該區(qū)盆地地貌的形成、演化等與這5條斷裂密切相關(guān)。

雅魯藏布江構(gòu)造帶從盆地北部沿東西向橫穿而過，受活動(dòng)強(qiáng)度和規(guī)模的影響，表現(xiàn)出最為明顯的影像特征，限制了北部甘巴拉山的地勢，是整體地貌主要影響因素之一;桑日—錯(cuò)那斷陷帶與亞東—露谷斷陷，近南北向分布，線性影像特征比較明顯，活動(dòng)帶較寬且其內(nèi)坡度和高程值較小，兩側(cè)邊緣的高程和坡度則急劇增大，表現(xiàn)出東西向差異性變化，是南北向構(gòu)造帶長期活動(dòng)的體現(xiàn);邛多江斷裂和絨布—哲古斷裂，近東西向分布在盆地的南部，南北向差異性變化較小，反映斷裂活動(dòng)及對盆地的限制作用微弱。地質(zhì)資料顯示，桑日—錯(cuò)那斷陷帶與亞東—露谷斷陷帶屬藏南裂谷帶的一部分，形成于新近紀(jì)晚期，這2條斷裂帶是由一系列近南北向斷陷盆地組成，規(guī)模達(dá)數(shù)百千米，并且時(shí)至今日仍具有強(qiáng)烈的活動(dòng)性［17～20］。絨布—哲古斷裂為特提斯喜馬拉雅前陸褶沖帶沙拉崗—查拉普復(fù)式褶皺帶和錯(cuò)美—隆子復(fù)式褶皺帶的邊界性斷裂，邛多江斷裂屬雅魯藏布縫合帶南界斷裂，均為區(qū)域次級斷裂，總體呈東西向展布，主要表現(xiàn)為由北而南逆沖推覆［21～22］。

3.3 條帶剖面分析

以研究區(qū)DEM為基礎(chǔ)，以5 km寬度提取了羊卓雍錯(cuò)地區(qū)的3個(gè)條帶剖面A-A'、B-B'、C-C'(剖面位置見圖2)，包括最大高程、最小高程、平均高程及地勢起伏度曲線 (見圖7)，分別反映了帶狀區(qū)域內(nèi)最高峰頂面、水系溝谷、平均海拔高度及切割剝蝕程度等地形特征［23～26］。

由圖7可見研究區(qū)條帶剖面特征，剖面總體呈邊緣高中間低的高程分布形態(tài)，盆地內(nèi)部海拔由東向西、由南向北逐漸降低，反映了羊卓雍錯(cuò)流域總體地貌特征。流域盆地周圍的山體地勢起伏度變化范圍大、剝蝕嚴(yán)重，為山體構(gòu)造隆升和強(qiáng)烈剝蝕作用的結(jié)果。而盆地底部受地表長期削高填低作用，在盆地內(nèi)流期間，成為整個(gè)流域的侵蝕基準(zhǔn)面，剝蝕程度大為減弱，盆地底部以平原和丘陵地貌為主，呈晚期地貌演化特征。由最大高程曲線可見，盆地內(nèi)部由四周山體向盆底發(fā)育有三級地貌階梯:Ⅰ級階地主要分布在盆地南部的普莫雍錯(cuò)及東部高地，海拔高度在5000～5100 m;Ⅱ級階地發(fā)育在羊卓雍錯(cuò)水系外周邊及盆地東部，高程在4800～5000 m，地勢略有起伏;Ⅲ級階地分布在盆地中部，高程約4400～4600 m，地勢平坦。當(dāng)?shù)靥幱诓啬瞎糯蠛l(fā)育區(qū)，結(jié)合有關(guān)學(xué)者在當(dāng)?shù)匕l(fā)現(xiàn)的大范圍高位湖相地層［27］(見圖4d)，筆者認(rèn)為該區(qū)域三級階梯地貌與湖泊作用密切相關(guān)。

在剖面A-A'中，分布在羊卓雍錯(cuò)流域盆地東側(cè)的邛多江斷陷盆地為桑日—錯(cuò)那南北向大型斷陷帶的一部分，為地塹式正斷層顯示，控制了羊卓雍錯(cuò)的東緣。西部的熱龍盆地屬于亞東—露谷南北向大型斷陷裂谷帶，整體為正斷顯示，斷裂下盤控制了羊卓雍錯(cuò)盆地的西部邊界。盆地內(nèi)部發(fā)育的邛多江斷裂和絨布—哲古斷裂對盆地控制相對較弱，一方面，邛多江斷裂西部橫穿現(xiàn)今湖泊發(fā)育區(qū)，屬盆地現(xiàn)今最為平坦的區(qū)域;盆地南側(cè)，北傾的絨布—哲古逆沖斷裂北側(cè)海拔明顯低于南側(cè)，這些特征反映上述2條斷裂后期的活動(dòng)微弱。另一方面，羊卓雍錯(cuò)盆地南北邊緣的表現(xiàn)截然不同，其中盆地北緣平直，南緣則凹凸不平。經(jīng)過計(jì)算，流域盆地南北緣山前曲折度 (S mf)分別為2.1和5.6，盆地不對稱度AF值為16，反映盆地兩側(cè)遭受了不同程度的河流侵蝕作用，南側(cè)河流侵蝕遠(yuǎn)比北側(cè)要發(fā)育，其特征應(yīng)與盆地北側(cè)發(fā)育的雅魯藏布江斷裂的活動(dòng)有關(guān)［28～30］。

3.4 流域面積-高程積分

流域地貌的發(fā)育不僅有地球內(nèi)動(dòng)力作用，還伴隨著地表物質(zhì)的侵蝕、搬運(yùn)與沉積等外營力作用，所以任一發(fā)育階段的流域地貌，可以用反映地表物質(zhì)相對侵蝕量的面積-高程積分曲線來表示［31］。根據(jù)戴維斯地貌侵蝕旋回理論，當(dāng)該曲線呈上凸型，Hi＞0.50時(shí)，流域侵蝕劇烈，表現(xiàn)出構(gòu)造活躍的幼年期特征;當(dāng)該曲線呈S型，0.40≤Hi≤0.50時(shí)，為壯年期階段;當(dāng)曲線呈下凹型，Hi值＜0.40時(shí)，侵蝕過程緩和，地貌形態(tài)具有趨于穩(wěn)定狀態(tài)的老年期特征。因此根據(jù)Hi值可以推測流域的地貌特征。

圖7 羊卓雍錯(cuò)地區(qū)A、B、C條帶剖面圖Fig.7 Swath profile graph of the YamzhoYumco region

圖8 羊卓雍錯(cuò)流域示意圖Fig.8 The YamzhoYumco watershed range diagram based on DEM

圖9 羊卓雍錯(cuò)流域面積—高程積分曲線圖Fig.9 Curve of hypsometric integral in the YamzhoYumco watershed

對羊卓雍錯(cuò)流域 (見圖8)以10 m為等高線間距計(jì)算出每條等高線對應(yīng)的面積a和高程差h值及總面積A和最大高程差H，最終作出流域的面積-高程積分曲線圖 (見圖9)。該流域面積-高程積分曲線呈下凹型，并且計(jì)算得Hi值為0.22，這表明了研究區(qū)因長期的內(nèi)流沉積作用，盆地底部剝蝕程度微弱，地勢起伏度小，總體地形趨于平坦，已經(jīng)處于侵蝕作用的老年期階段。其中，AB段 (5373～7193 m)占流域總面積的7.24%，曲線急劇下凹，代表了盆地邊緣山體由于剝蝕劇烈、切割強(qiáng)烈而地勢陡峭;BD段 (4460～5373 m)較為平緩，占流域總面積的92.76%，代表了盆地內(nèi)部地勢由于削高補(bǔ)低的內(nèi)流沉積作用而趨于平坦。在BD段中，BC段與CD段的曲線斜率略有不同，C點(diǎn)海拔屬于Ⅱ級階地內(nèi)。由此分析，羊卓雍錯(cuò)流域內(nèi)部存在長期的內(nèi)流沉積作用，其內(nèi)由于碎屑物質(zhì)的削高填低，使得盆地內(nèi)部地勢不斷降低，地貌趨于平坦;而BC段與CD段斜率不同，C點(diǎn)為分界點(diǎn)，反映出了流域盆地在海拔5373～4880 m以及4880～4460 m范圍內(nèi)經(jīng)歷不同程度的侵蝕作用，與盆地大湖期以來，盆地以內(nèi)部湖泊水位為侵蝕基準(zhǔn)面的變化相關(guān)。

4 結(jié)論

在GIS技術(shù)支持下，通過對羊卓雍錯(cuò)流域范圍內(nèi)地貌參數(shù)的提取與分析，結(jié)合相關(guān)區(qū)域地質(zhì)資料，初步得出了該地區(qū)的盆地地貌特征，為研究高原腹地地貌格局的演化提供有意義借鑒和基礎(chǔ)資料。

研究區(qū)整體地貌處于高海拔—極高海拔區(qū)域，中部為地勢平坦的平原—丘陵地貌，四周為海拔較高且地勢變化較大的山區(qū)，盆地除西部白地鄉(xiāng)存在短暫外流河流外，整體為一發(fā)育完整的高原內(nèi)部盆地地貌。盆地底部受地表長期削高填低作用，在盆地內(nèi)流期間，成為整個(gè)流域的侵蝕基準(zhǔn)面，在盆地底部出現(xiàn)以平原和丘陵地貌為主的地貌特征。

盆地內(nèi)部發(fā)育有三級層狀階梯地貌，分別位于4400～4600 m、4800～5000 m、5000～5100 m之間。結(jié)合當(dāng)?shù)馗呶缓鄬臃治?，認(rèn)為階梯地貌的出現(xiàn)與盆地湖泊作用密切相關(guān)，是盆地古湖水位多次變化逐漸形成的結(jié)果。

盆地分布受斷裂控制明顯，其中，東西展布受邛多江斷陷帶和熱龍斷陷控制。盆地內(nèi)部發(fā)育的邛多江斷裂和絨布—哲古斷裂對盆地控制較弱，盆地北部受雅魯藏布江斷裂活動(dòng)的作用，盆地北緣發(fā)育平直。

羊卓雍錯(cuò)流域盆地的面積-高程積分值 (Hi)為0.22，表示地貌演化進(jìn)入晚期階段，是流域內(nèi)部長期內(nèi)流沉積作用下削高填低的結(jié)果，其演化特征代表了高原內(nèi)部所發(fā)育的內(nèi)流盆地，長期以各自盆地底部為侵蝕基準(zhǔn)面的地貌夷平演化過程。

羊卓雍錯(cuò)地區(qū)現(xiàn)存的盆地地貌演化受高原隆升以及內(nèi)部流域盆地剝蝕夷平的共同作用，出現(xiàn)盆地周緣陡峻，盆地底部廣闊平坦的高原盆地地貌。眾多的高原腹地內(nèi)流盆地共同形成高原現(xiàn)今盆嶺相間的地貌形態(tài)。

［1］ SUMMERFIELD M A.Global geomorphology［M］.Harlow:Longman Scientfic＆ Technical，1991:1～367.

［2］ 張瑞軍，楊武年，劉漢湖，等.數(shù)字高程模型 (DEM)的構(gòu)建及其應(yīng)用［J］.工程勘察，2005，(5):61～64.ZHANG Rui-Jun，YANG Wu-Nian，LIU Han-Hu，et al.The building and its application of DEM ［J］.Geotechnical Investigation＆ Surveying，2005，(5):61～64.

［3］ 張會(huì)平，楊農(nóng)，劉少峰，等.數(shù)字高程模型 (DEM)在構(gòu)造地貌研究中的應(yīng)用新進(jìn)展 ［J］.地質(zhì)通報(bào)，2006，25(6):660～669.ZHANG Hui-Ping，YANG Nong，LIU Shao-Feng，et al.Recent progress in the DEM-based tectonogeomorphic stuay ［J］.Geological Bulletin of China，2006，25(6):660～669.

［4］ Field E J.How flat is Tibet?［J］.Geology，1994，22:163～167.

［5］ Duncan C，Masek J，F(xiàn)ielding E.How steep are the Himalaya:Characteristics and implications of along-strike Topographic Variations［J］.Geology January，2003，31(1):75 ～78.

［6］ 洪順英，申旭輝，荊鳳，等.基于SRTM-DEM的阿爾泰山構(gòu)造地貌特征分析［J］.國土資源遙感，2007，18(3):62～66.HONG Shun-Ying，SHEN Xu-Hui，JING Feng，et al.An analysis of geomorphology characteristics of the Altai Mountain based on DEM ［J］.Remote Sensing for Land And Resources，2007，(3):62～66.

［7］ 張會(huì)平，楊農(nóng)，張?jiān)罉?，?岷江水系流域地貌特征及其構(gòu)造指示意義［J］.第四紀(jì)研究，2006，26(1):126～135.ZHANG Hui-ping，YANG Nong，ZHANG Yue-qiao，et al.Geomorphology of the Minjiang Drainage System(Sichuan，China)and its structural implications［J］.Quaternary Sciences，2006，26(1):126 ～135.

［8］ 鄭綿平，袁鶴然，趙希濤，等.青藏高原第四紀(jì)泛湖期與古氣候［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2006，80(2):169～180.ZHENG Mian-Ping，YUAN He-Ran，ZHAO Xi-tao，et al.The Quaternary Pan-lake(Overflow)Period and Paleoclimate on the Qinghai-Tibet Plateau［J］.Acta Geologica Sinica，2006，80(2):169～180.

［9］ 西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局.西藏自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)志［M］.北京:地質(zhì)出版社，1991.Bureau of Geology and Mineral Resources of Tibet Autonomous Region.Regional geology of Tibet Autonomous Region［M］.Beijing:Geological Publishing House，1993.

［10］ 魯如魁，鐘華明，童勁松，等.西藏洛扎地區(qū)拆離斷層構(gòu)造變形特征［J］.大地構(gòu)造與成礦學(xué)，2005，29(2):189～197.LU Ru-kui，ZHONG Hua-ming，TONG Jin-song，et al.Tectonic deformation features of the detachment fault in Luozha area，Tibet［J］.Geotectonica Et Metallogenia，2005，29(2):189 ～197.

［11］ 戚學(xué)祥，李天福，孟祥金，等.藏南特提斯喜馬拉雅前陸斷褶帶新生代構(gòu)造演化與銻金多金屬成礦作用［J］.巖石學(xué)報(bào)，2008，24(7):1638～1648.QI Xue-xiang，LI Tian-fu，MENG Xiang-jin，et al.Cenozoic tectonic evolution of the Tethyan Himalaya foreland fault-fold belt insouthern Tibet，and its constraint on antimony-gold polymetallic minerogenesis ［J］.Acta Petrologica Sinica，24(7):1638～1648.

［12］ Taud H，Parrot J F，Alvarez R.DEM generation by contour line dilation ［J］.Computers＆ Geosciences，1999，25:775～783.

［13］ Bielecki A E，Mueller K J.Origin of terraced hillslopes on active folds in the southern San Joaquin Valley，California ［J］.Geomorphology，2002，42:131～152.

［14］ Montgomery D R.Valley incision and the uplift of mountain peaks ［J］.Geophys，1994，99(B7):13913 ～13921.

［15］ 張學(xué)儒，官冬杰，牟鳳云，等.基于ASTER-GDEM數(shù)據(jù)的青藏高原東部山區(qū)地形起伏度分析［J］.地理與地理信息科學(xué)，2012，28(3):11～14.ZHANG Xue-ru，GUAN Dong-jie，MU Feng-yun，et al.Analysis on the relief amplitude based on ASTER GDEM data in mountain area of eastern Tibetan Plateau ［J］.Geography and Geo-Information Science，2012，28(3):11 ～14.

［16］ 程三友，劉少峰，張會(huì)平，等.大別山構(gòu)造地貌的DEM初步分析 ［J］.地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào)，2005，11(4):333～340.CHENG San-you，LIU Shao-feng，ZHANG Hui-Ping，et al.DEM analysis of the tectonogeomorphology of the Dabieshan orogenic belt［J］.Journal of Geomechanics，2005，11(4):333 ～ 340.

［17］ 韓同林.西藏活動(dòng)構(gòu)造［M］.北京:地質(zhì)出版社，1987:13～22.HAN Tong-ling.The active tectonic in Tibet［M］.Beijing:Geological Publishing House，1987:13～22.

［18］ 賀日政，高銳.西藏高原南北向裂谷研究意義［J］.地球物理學(xué)進(jìn)展，2003，18(1):35～43.HE Ri-zheng，GAO Rui.Some significances of studying north-southern rift in Tibet Plateau ［J］.Progress in Geophysics，2003，18(1):35～43.

［19］ 吳中海，張永雙，胡道功，等.藏南錯(cuò)那—沃卡裂谷的第四紀(jì)正斷層作用及其特征 ［J］.地震地質(zhì)，2008，30(1):144～160.WU Zhong-hai，ZHANG Yong-shuang，HU Dao-gong，et al.The Quaternary normal faulting of the Cona-Oiga rift［J］.Seismology and Geology，2008，30(1):144～160.

［20］ 陳正位，謝平，申旭輝，等.構(gòu)造和氣候共同控制下的藏南熱隆盆地中更新世以來的演化［J］.地震，2007，27(3):131～138.CHEN Zheng-wei，XIE Ping，SHEN Xu-hui，et al.Evolution of Relong Basin in southern Tibet controlled by both tectonics and climate since mid-Pleistocene［J］.Earthquake，2007，27(3):131～138.

［21］ 黃榮才.藏南隆子―措美一帶構(gòu)造特征淺析 ［J］.四川地質(zhì)學(xué)報(bào)，2012，32(增刊):28～32.HUANG Rong-cai.Analysis of the tectonic characteristics in longzi-cuomei［J］.Journal of Sichuan Geology，2012，32(Supp.):28～32.

［22］ 孫東，王道永.雅魯藏布江縫合帶中段構(gòu)造特征及成因模式新見解［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2011，85(1):56～65.SUN Dong，WANG Dao-yong.Structure features of the Middle Yarlung Zangbo Suture Zone and a new knowledge of its genetic model［J］.Acta Geologica Sinica，2011，85(1):56 ～65.

［23］ 張會(huì)平，劉少峰.利用DEM進(jìn)行地形高程剖面分析的新方法［J］.地學(xué)前緣，2004，11(3):226.ZHANG Hui-ping，LIU Shao-feng.A new method of using DEM terrain elevation profile analysis ［J］.Earth Science Frontiers，2004，11(3):226.

［24］ 鄒斌文，馬維峰，龍昱，等.基于ArcGIS的條帶剖面提取方法在地貌分析中的應(yīng)用［J］.地理與地理信息科學(xué)，2011，27(3):42～44.ZOU Bin-wen，MA Wei-feng，LONG Yu，et al.Extraction method of swath profile based on ArcGIS and its application in landform analysis［J］.Geography and Geo-Information Science，2011，27(3):42 ～44.

［25］ 闞璦珂，朱利東，龔建輝，等.基于ArcView的帶狀剖面工具開發(fā)及在地貌分析中的應(yīng)用［J］.成都理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，2006，33(1):64～69.KAN Ai-ke，ZHU Li-dong，GONG Jian-hui，et al.Development of the swath profile tool based on ArcView GIS and its application in morphometric analysis［J］.Journal of Chengdu University of Technology:Science ＆ Technology Edition，2006，33(1):65～69.

［26］ Fielding E J.Tibet uplift and erosion ［J］.Tectonophysics，1996，260(1/3):55 ～84.

［27］ 孟憲剛，邵兆剛，韓建恩.青藏高原古近紀(jì)—新近紀(jì)重點(diǎn)古湖泊環(huán)境演變序列［M］.北京:地質(zhì)出版社，2011:13～15.MENG Xian-gang，SHAO Zhao-gang，HAN Jian-en.On the paleogene-neogene environmental evolution of the key paleolakes，Tibet［M］.Beijing:Geological Publishing House，2011:13～15.

［28］ Silva Pablo G，Goy J L，Zazo C，et al.Fault-generated mountain fronts in southeast Spain:Geomorphologic assessment of tectonic and seismic activity［J］.Geomorphology，2003，50(1/3):203～225.

［29］ Ramírez-Herrera M T.Geomorphic assessment of active tectonics in the Acambay Graben，Mexican volcanic belt［J］.Earth Surface Processes and Landforms，1998，23(4):317～332.

［30］ 李利波，徐剛，胡健民，等.基于DEM的活動(dòng)構(gòu)造研究［J］.中國地質(zhì)，2012，39(3):595～604.LI Li-bo，XU Gang，HU Jian-min，et al.An analysis of relative active tectonics based on DEM ［J］.Geology in China，2012，39(3):595～604.

［31］ Harlin J M.Watershed morpheme try and time to hydrograph peak［J］.Journal of Hydrology，1984，67:141 ～154.