李紅強(qiáng)， 袁道陽(yáng)， 蘇 琦， 文亞猛， 蘇瑞歡， 孫 浩， 陳艷文， 于錦超，張梨君

1.蘭州大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院，甘肅 蘭州 730000；

2.北京師范大學(xué)珠海校區(qū)文理學(xué)院地理系，廣東 珠海 519000

0 引言

晚新生代以來(lái)，印度板塊與歐亞板塊的擠壓碰撞，造成了青藏高原持續(xù)的擠壓隆升，形成了現(xiàn)今的構(gòu)造地貌格局，構(gòu)成世界第三極。青藏高原的形成不僅造就了中國(guó)大陸內(nèi)部強(qiáng)烈的新生代構(gòu)造變形，同時(shí)也對(duì)中亞地區(qū)的構(gòu)造格局、地貌演化以及氣候環(huán)境變化等產(chǎn)生了巨大影響（Molnar and Tapponnier,1975；An et al.，2001）。祁連山地區(qū)位于青藏高原東北部，是青藏高原向北東方向擠壓擴(kuò)展的前緣地區(qū)，也是構(gòu)造變形與地貌演變最為強(qiáng)烈的地區(qū)之一，長(zhǎng)期以來(lái)是人們關(guān)注和研究的熱點(diǎn)地區(qū)之一（Tapponnier et al.，1982；Molnar and England，1990；Harrison et al.，1992；Molnar et al.，1993；袁道陽(yáng)，2003；鄭文俊，2009）。祁連山被認(rèn)為是正在形成的青藏高原的一部分（Tapponnier et al.，2001），其新生代以來(lái)的構(gòu)造變形以分布式的擠壓縮短變形為主（Hetzel et al.，2004；Zheng et al.，2017）。整 個(gè) 祁 連 山5～7 mm/a的總縮短速率被祁連山西段5條北西向的活動(dòng)斷裂（柴達(dá)木盆地北緣斷裂、祁連-海源斷裂、托勒山北緣斷裂、肅南-祁連斷裂和祁連山北緣斷裂）吸 收 或 分 解（袁 道 陽(yáng) 等，2004；Palumbo et al.，2009；Champagnac et al.，2010）。Zheng et al.（2013)提 出 祁連山晚新生代構(gòu)造變形模式為非對(duì)稱花狀構(gòu)造，后續(xù)也有學(xué)者對(duì)祁連山南、北側(cè)的變形方式進(jìn)行了研究，并通過(guò)磷灰石裂變徑跡（AFT）的手段，厘定了兩側(cè)山體開(kāi)始變形的時(shí)間，進(jìn)一步豐富和完善了祁連山的構(gòu)造變形模式和地貌發(fā)育演化過(guò)程（Zheng et al.，2017；Pang et al.，2019）。

已有研究大多側(cè)重于祁連山地區(qū)主干活動(dòng)斷裂和南、北兩側(cè)的河西走廊、柴達(dá)木盆地邊緣的構(gòu)造變形與地貌響應(yīng)研究（胡小飛，2010；張忱，2012；姚生海等，2020；董金元等，2021），而對(duì)祁連山內(nèi)部受活動(dòng)斷裂控制的北西西向河谷盆地或山間盆地的關(guān)注和研究不夠，這制約了對(duì)祁連山內(nèi)部構(gòu)造-地貌發(fā)育及其演化歷史的理解。門(mén)源盆地位于祁連山中段，屬于其內(nèi)的一個(gè)典型的山間斷陷盆地，該盆地及其周緣山系的形成—發(fā)展—演化過(guò)程記錄了祁連山內(nèi)部的盆-山演化過(guò)程。相關(guān)學(xué)者對(duì)門(mén)源盆地的研究多集中在盆地內(nèi)大通河的發(fā)育演化（Ma et al.，2020；劉慶宇等，2022）、河流階地形成時(shí)代（于航等，2018）及其兩側(cè)山地冰川地貌的發(fā)育與定年等（康建成等，1992；郭紅偉等，1995；史正濤等，2000；趙井東等，2001；周尚哲和李吉均，2003），而對(duì)盆地的新構(gòu)造演化、晚第四紀(jì)斷裂活動(dòng)性、盆地構(gòu)造變形與祁連山隆升過(guò)程的關(guān)系等方面的研究卻很少涉及（馬保起和李德文，2008）。

構(gòu)造地貌是構(gòu)造作用與侵蝕作用相互影響的結(jié)果，反映了內(nèi)、外力地質(zhì)過(guò)程的耦合關(guān)系，而構(gòu)造地貌參數(shù)能夠有效記錄和反映其地貌發(fā)育演化的豐富信息，是行之有效的、用來(lái)探討構(gòu)造活動(dòng)的方法之一（Burbank，1999；王岸和王國(guó)燦，2005；史興民和杜忠潮，2006；梁明劍等，2014）。在大量已有研究的基礎(chǔ)上，運(yùn)用ArcGIS手段，提取門(mén)源盆地橫向切穿山前北緣斷裂的河流地貌參數(shù)，通過(guò)對(duì)比研究區(qū)不同段的地貌參數(shù)各項(xiàng)指標(biāo)的差異性，結(jié)合野外活動(dòng)構(gòu)造調(diào)查資料加以印證，可以深入探究門(mén)源盆地北緣斷裂及其內(nèi)部不同區(qū)段構(gòu)造活動(dòng)性的差異與成因解釋。

1 區(qū)域地質(zhì)地貌背景

祁連山是一個(gè)記錄了從大陸板塊分裂到大洋盆地演化、從新元古代到古生代大陸碰撞完整歷史的古老縫合帶（Song et al.，2013）。自白堊紀(jì)以來(lái)，祁連山地區(qū)一直以北西西—南東東向斷裂活動(dòng)占主導(dǎo)，在其區(qū)域內(nèi)形成了盆-山相間的典型地貌格局（施雅風(fēng)等，2006）。關(guān)于印度板塊與歐亞板塊碰撞導(dǎo)致的祁連山地區(qū)早期變形已有很多研究（Yin et al.，2002；Yuan et al.，2013），部分學(xué)者認(rèn)為祁連山主要在20～8 Ma以來(lái)開(kāi)始形成及發(fā)生整體的、強(qiáng)烈的 隆 升 變 形（Jolivet et al.，2001；袁 道 陽(yáng) 等，2004；Zheng et al.，2017）。從形成演化時(shí)代上看，祁連山地區(qū)應(yīng)該是青藏高原向北東方向擠壓擴(kuò)展的前緣地帶之一，其地貌格局記錄了高原隆升最新的變形方式。已有學(xué)者通過(guò)構(gòu)造地貌和低溫?zé)崮甏鷮W(xué)等方法研究發(fā)現(xiàn)，祁連山在由南向北擠壓擴(kuò)展的同時(shí)，也可能受到阿拉善地塊向南俯沖及祁連山北緣斷裂向河西走廊內(nèi)部擴(kuò)展的作用（蘇琦等，2017；鄭文俊等，2021）。

門(mén)源盆地位于祁連山中段腹地，為大通河上游穿盆而過(guò)的山間河谷盆地，也是一個(gè)受南、北兩側(cè)邊界活動(dòng)斷裂控制的壓陷型構(gòu)造盆地。盆地內(nèi)部整體朝南西傾斜，具有西北高、東南低的地勢(shì)特征，海拔在2900 m以上，東西長(zhǎng)約72 km，南北呈中間寬、兩端窄的特征，最寬處約為15 km，總面積約為6.36×102km2。盆地南側(cè)為達(dá)板山，最高海拔約為4100 m，北側(cè)為冷龍嶺，峰頂海拔多在4600 m以上，局部地區(qū)發(fā)育有冰川，例如，冷龍嶺寧纏河1號(hào)冰川、水管河4號(hào)冰川等；現(xiàn)代冰川的消融退縮增加了流域水量，對(duì)區(qū)域地貌演化具有一定影響。盆地南、北兩側(cè)分別受門(mén)源盆地南、北緣逆沖斷裂控制，逆沖斷裂的存在導(dǎo)致盆嶺間高差最大約為1500 m，新生代以來(lái)盆地南、北緣逆沖斷裂產(chǎn)生了強(qiáng)烈的垂直差異作用（馬保起和李德文，2008），區(qū)域主要斷裂展布如圖1、圖2所示，研究區(qū)內(nèi)斷裂活動(dòng)也導(dǎo)致了門(mén)源地區(qū)地震頻發(fā)，僅40年來(lái)就發(fā)生過(guò)3次MS6.0以上的地震（圖1）。研究區(qū)內(nèi)基巖山體主要以?shī)W陶系的砂巖和板/頁(yè)巖為主，其次包括二疊系、三疊系的砂巖夾雜粉砂巖、板巖，內(nèi)部多覆蓋第四系沖洪積的松散礫石、砂泥等碎屑沉積物（圖2a）。大通河自西向東沿盆地南側(cè)山前穿過(guò)，南、北兩側(cè)山體至盆地內(nèi)部發(fā)育的很多大大小小的沖溝河道匯入其中，如老虎溝、白水河和東沙河等。盆地北緣斷裂上盤(pán)基巖山體到盆地內(nèi)部發(fā)育大—中型沖溝河道15條，流域面積約為4.95×102km2。門(mén)源盆地北緣斷裂在老虎溝處發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折，自西向東走向由北西向轉(zhuǎn)為北西西向，并以老虎溝為界，東、西兩側(cè)地形地貌差異較大。老虎溝以西地形落差較大，各支流流域面積小，7條沖溝河道匯流面積占總匯流面積的14.3%，老虎溝東側(cè)（含老虎溝）8條河道，流域面積大，匯流面積占總匯流面積85.7%。次級(jí)集水盆地面積大小是地貌形態(tài)差異量化的重要指標(biāo)。

F1—冷龍嶺斷裂；F2—門(mén)源盆地北緣斷裂；F3—門(mén)源盆地南緣斷裂；F4—達(dá)板山斷裂；F5—托勒山北緣斷裂圖1 門(mén)源盆地構(gòu)造背景圖Fig.1 Geological background map of the Menyuan basinF1–Lenglongling fault; F2–North margin fault of the Menyuan basin; F3–South margin fault of the Menyuan basin; F4–Dabanshan fault;F5–North margin fault of Tuoleshan

Pt1T—托賴巖群；O3k—扣門(mén)子組；S1a—骯臟溝組；D3l—老君山組；P3y—窯溝組；T1-2x—西大溝組；J1-2y—窯街組；K1x—下溝組；F1—冷龍嶺斷裂；F2—門(mén)源盆地北緣斷裂；F3—門(mén)源盆地南緣斷裂；F4—達(dá)板山斷裂a(bǔ)—研究區(qū)地質(zhì)圖（據(jù)左群超等，2018；青海省1∶250000門(mén)源回族自治縣幅建造構(gòu)造圖修改）；b—地質(zhì)剖面圖圖2 門(mén)源盆地地質(zhì)圖及穿盆剖面Fig.2 Geological map of the Menyuan basin and cross-basin section (Geological map modified from Zuo et al., 2018; 1∶250000 Structural Map of Menyuan County, Qinghai Province)(a) Geological map of the study area; (b) Geologic profile of the study areaPt1T–Tuolai Group; O3k–Koumenzi Formation; S1a –Angzanggou Formation; D3l–Laojunshan Formation; P3y–Yaogou Formation; T1-2x –Xidagou Formation; J1-2y – Yaojie Formation; K1x–Xiagou Formation F1– Lenglongling Fault; F2–North Margin Fault of Menyuan Basin; F3–South Margin Fault of Menyuan Basin; F4–Dabanshan Fault

2 數(shù)據(jù)來(lái)源、處理及研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

目前研究常用的數(shù)字高程模型（DEM）來(lái)自于美國(guó)的STRM雷達(dá)數(shù)據(jù)（分辨率為30 m、90 m）和日本的ALOS觀測(cè)衛(wèi)星數(shù)據(jù)（分辨率為12.5 m）。文中所選DEM數(shù)據(jù)為STRM1，分辨率為30 m，水平基準(zhǔn)為WGS1984，垂直精度為±20 m，水平精度為±30 m。另外，已有研究表明，DEM分辨率的大小對(duì)研究區(qū)內(nèi) 的 面 積-高 程積 分（Hypsometric Integral，HI）的 分析結(jié)果并不造成明顯影響（張?zhí)扃鞯龋?015），因此30 m分辨率能夠滿足研究所需條件。

2.2 數(shù)據(jù)處理

利用ArcGIS10.8數(shù)據(jù)管理工具（Date Management Tools）鑲嵌柵格，根據(jù)6°分帶計(jì)算出研究區(qū)投影坐標(biāo)系（UTM）進(jìn)行投影，將柵格分辨率重采樣至30 m×30 m，采用空間分析工具（Spatial Analyst Tools）對(duì)研究區(qū)SRTM1-DEM進(jìn)行處理，提取研究區(qū)的河網(wǎng)水系。受DEM水平與垂直分辨率、誤差和空間均勻性的影響，生成的流域河網(wǎng)會(huì)出現(xiàn)干擾和錯(cuò)誤，與自然水系比較，描述的是一種概念化現(xiàn)象，可能存在偽特征（楊珍，2014）。鄭光佑（2002）與趙洪壯等（2010a）分別利用HI值對(duì)不同地區(qū)進(jìn)行了構(gòu)造地貌特征研究，根據(jù)HI值和次集水盆地面積、高差依賴分析，認(rèn)為不同地區(qū)滿足研究需要的匯流面積閾值存在較大差異。所以，對(duì)于不同的研究區(qū)域，合適的面積閾值并不相同。

文中主要采取了不同匯流面積閾值（0.9 km2、1.8 km2、2.7 km2、3.6 km2、4.5 km2和5.4 km2）進(jìn) 行 對(duì)比分析（表1），結(jié)果顯示，不同面積閾值、平均面積、平均高差與平均HI值呈單調(diào)遞減（圖3a—3c）。通常，較大面積閾值下生成的流域個(gè)數(shù)相對(duì)較少，河網(wǎng)水系相對(duì)稀疏，部分河道河頭僅存在于盆地內(nèi)部（例如4.5 km2、5.4 km2的面積閾值），與實(shí)際水系分布情況不符，可能影響最終結(jié)果；較小的面積閾值生成的HI值可能會(huì)因細(xì)節(jié)被過(guò)分強(qiáng)調(diào)而影響表達(dá)，所以要根據(jù)平均HI值的變化趨勢(shì)選擇相對(duì)合理的面積閾值。不同面積閾值所得到的平均HI值結(jié)果顯示，除閾值面積為0.9 km2外，其余面積閾值下得到的平均HI值遞減趨勢(shì)穩(wěn)定。對(duì)結(jié)果進(jìn)行線性擬合發(fā)現(xiàn)，平均HI值與面積閾值、平均面積在調(diào)整后（排除0.9 km2的面積閾值）的擬合結(jié)果更好（圖3d—3f），即當(dāng)面積閾值大于1.8 km2，平均HI值基本穩(wěn)定減小，因此，面積閾值選取1.8 km2能夠準(zhǔn)確表示HI值的空間分布特征、反映流域演化特征。另外，當(dāng)面積閾值為1.8 km2時(shí)，生成的河網(wǎng)水系與自然水系相比相似性更高，能更好地反映研究區(qū)的水系特征，對(duì)于流域演化特征表達(dá)更有益，這與楊珍（2014）提取門(mén)源盆地河網(wǎng)水系時(shí)取得的結(jié)果一致，綜合分析表明研究選取的面積閾值基本合理。

表1 面積閾值定義的次級(jí)集水流域?qū)傩訲able 1 Attributes of the sub-catchment basins defined by area threshold

2.3 研究方法

2.3.1 面積-高程積分

Davis（1899）首先提出了地貌侵蝕循環(huán)理論。在此基礎(chǔ)上，Strahler（1952）通過(guò)對(duì)比發(fā)現(xiàn)地貌侵蝕循環(huán)理論和HI值具有一定關(guān)聯(lián)性，并提出了HI值可以用于探討流域地貌演化階段，其方法主要是通過(guò)計(jì)算一定流域內(nèi)集水盆地的高度比例與面積比例來(lái)描述河流目前所處的發(fā)育演化階段。HI值代表了集水流域的原始地貌面在同步的隆升和侵蝕作用下，流域內(nèi)殘存的地形體積占總體積的比例（圖4），因此同一流域內(nèi)的HI值分布特征其實(shí)是構(gòu)造抬升與地表侵蝕相互對(duì)抗的結(jié)果，且與流域面積大小無(wú)關(guān)（Strahler，1952）。目前，已有許多學(xué)者利用HI值開(kāi)展了構(gòu)造地貌的相關(guān)研究，揭示了HI值與構(gòu)造活動(dòng)之間的響應(yīng)關(guān)系（蘇琦等，2016a；高澤民等，2019；洪艷等，2019；關(guān)雪等，2021；張亞男等，2022）。

目前HI值的計(jì)算方法有很多，常用的方法有起伏比法、體積比例法和積分曲線法（常直楊等，2015）。3種方法計(jì)算結(jié)果相差不大，但計(jì)算效率卻有很大差別，起伏比法是其中效率最高也最為便捷的。Pike and Wilson（1971）利用數(shù)學(xué)公式推導(dǎo)得出起伏比法，并用于估算HI值，計(jì)算公式如下：

式中，Hmean—流域內(nèi)平均高程，m；Hmax—流域內(nèi)最大高程，m；Hmin—流域內(nèi)最小高程，m。

在地貌演化過(guò)程中，地貌形態(tài)受到構(gòu)造、巖性和氣候等因子的綜合影響，HI值則是上述影響因子綜合作用的體現(xiàn)（趙洪壯等，2010a）。HI值對(duì)于構(gòu)造活動(dòng)具有很好的指示作用，在一定程度上能夠反映構(gòu)造活動(dòng)對(duì)流域盆地的影響程度（張韻嫻，2003；陳彥杰，2004；邵崇建等，2015）。一般來(lái)說(shuō)，HI高值代表構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈地區(qū)；而低值則對(duì)應(yīng)構(gòu)造活動(dòng)相對(duì)較弱地區(qū)。

2.3.2 Hack剖面與河長(zhǎng)坡降指數(shù)

Hack（1973）提 出 河 長(zhǎng) 坡 降 指 數(shù)（Stream lengthgradient index，SL）與Hack剖面。河流縱剖面發(fā)生調(diào)整通常是構(gòu)造作用的結(jié)果（Burnett and Schumm，1983；Ouchi，1985;趙 洪 壯 等，2010b）。Hack剖 面 與SL被用于表征不同尺度的河流地貌特征，前者常用于反映河流縱剖面的整體變化，后者則主要突出局部坡度變化（Chen et al.，2003）。河流縱剖面局部河段的坡度變化，能夠反映河床上基巖巖性或構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)弱的差異（Hack，1973）。SL將地區(qū)河流坡度與該地區(qū)河流長(zhǎng)度聯(lián)系起來(lái)，可以為比較不同河流之間受構(gòu)造活動(dòng)影響程度提供依據(jù)。因此，SL與Hack剖面常被用于評(píng)價(jià)構(gòu)造活動(dòng)、巖性和氣候?qū)Φ孛残螒B(tài)的影響（吉亞鵬等，2011；徐岳仁等，2013）。

以河段距河流源頭的距離取對(duì)數(shù)作橫坐標(biāo)，以河段高程作縱坐標(biāo)，Hack剖面可表示為：

式中，H—各河段高程，m；c—任意常數(shù)；k—斜率，L—河流源頭至河段中點(diǎn)的距離，m（徐岳仁等，2013；趙國(guó)華等，2014）。如果圖形是一條直線，則此直線為理想的Hack剖面（圖5），代表目前河流處于“均衡狀態(tài)”，即河流下切侵蝕能力與基巖河床抗侵蝕能力達(dá)到相對(duì)平衡。此時(shí)直線的斜率k就是SL值，可以用來(lái)描述流域盆地內(nèi)河流不同河段的梯度變化（常直楊等，2015），其公式為：

式中，ΔH—單位河段間的高程差，m；ΔL—單位河段長(zhǎng)度，m；L—河段中點(diǎn)到河流源頭距離，m（徐岳仁等，2013；趙國(guó)華等，2014）?？紤]到同一河道不同河段的坡度不斷發(fā)生變化，無(wú)法直接比較，且在自然界中河流流經(jīng)區(qū)域的巖石，其抗侵蝕能力可能不一樣，干擾因素較多，因此，可以取單位河段上的SL與整條河流的均衡坡降指數(shù)（K）的比值——標(biāo)準(zhǔn)化河長(zhǎng)坡降指數(shù)（SL/K），消除不同單位河段上SL的不確定性及相互之間的不可對(duì)比性（蘇琦等，2016b），在結(jié)果中通常也以SL/K代替SL，表示河道梯度變化特征。Seeber and Gornitz（1983）對(duì)喜馬拉雅山地區(qū)各流域的SL形態(tài)分析時(shí)，根據(jù)SL/K對(duì)河道形態(tài)進(jìn)行了劃分，SL/K值在0～2區(qū)間劃為緩河段、2～10劃為陡河段、10以上則劃為極陡河段。

一般地，Hack剖面上凸，指示河段受到較強(qiáng)的構(gòu)造擾動(dòng)；下凹時(shí)，指示河段受到的構(gòu)造擾動(dòng)較弱。當(dāng)流域內(nèi)隆升速率與侵蝕速率接近時(shí)，Hack剖面呈直線形態(tài)，此時(shí)其斜率就是均衡坡降指數(shù)（曹凱等，2007；曹鵬舉等，2023）。在巖性均一的基巖區(qū)域，當(dāng)河道某一階段SL/K發(fā)生異常突變，結(jié)合斷裂位置、巖性等因素進(jìn)行分析，可一定程度上反映出突變產(chǎn)生的主要原因，借以探討構(gòu)造活動(dòng)性關(guān)系。

3 結(jié)果

3.1 河域面積-高程積分特征

單個(gè)流域內(nèi)高程差異越大則HI值越小，不同的地貌類(lèi)型具有不同的高程差異，即HI值在空間分布上有一定依賴性（鄭光佑，2002）。因此，在提取HI值時(shí)，在同一類(lèi)型的集水流域內(nèi)進(jìn)行比較得到的結(jié)果更為客觀，也可減少高程差異對(duì)HI值的影響（邵崇建等，2015）。文中根據(jù)合適的匯流閾值提取門(mén)源盆地北緣基巖山體的河網(wǎng)水系，選取了河源可以到達(dá)基巖山體的河道，確定了對(duì)應(yīng)的15個(gè)流域，提取其對(duì)應(yīng)的HI值（表2）并繪制面積-高程積分曲線（HC；圖6），用于對(duì)比門(mén)源盆地北緣斷裂走向轉(zhuǎn)折處東、西兩側(cè)的HI值分布特征。

表2 門(mén)源盆地北側(cè)15條河道主要地貌參數(shù)Table 2 Main geomorphic parameters of 15 river channels in the north side of the Menyuan basin

a—西側(cè)河道R1—R7的HC曲線；b—東側(cè)河道R1—R8的HC曲線圖6 流域的HC曲線特征Fig.6 HC curve characteristics of watershed(a) HC curves of R1 to R7; (b) HC curves of R8 to R15

15條河道的長(zhǎng)度、面積與高程差異主要來(lái)源于地貌發(fā)育演化，是構(gòu)造活動(dòng)與地表侵蝕作用等共同作用的結(jié)果（表2）。其中，河道R8（老虎溝）的流域面積遠(yuǎn)大于其他河道。結(jié)果表明，在東西向的分布上以斷裂走向轉(zhuǎn)折處（老虎溝）為界，西側(cè)HI值整體高于東側(cè)；而河道坡度也具有相同的分布趨勢(shì)。HC曲線的弧度特征十分明顯，西側(cè)河道R1—R7的形態(tài)相似，為S型，整體上凸；東側(cè)河道R11、R13為近直線型，河道R15輕微下凹，河道R9、R10、R12、R14則明顯下凹。從HI值與HC分布來(lái)看，西側(cè)河道R1—R7整體比東側(cè)河道R9—R15年輕，發(fā)育演化程度更低些。

在參考已有HI值分布研究方法的基礎(chǔ)上（張?zhí)扃鞯龋?015），將研究范圍進(jìn)行小流域劃分，提取2333個(gè)子流域的HI值，采用克里金插值法，最終得到盆地內(nèi)不同空間位置流域的HI分布特征（圖7）。在河道R10—R15流域范圍內(nèi)，存在明顯低值異常（異常區(qū)域c），盆地內(nèi)部存在2處高值異常（異常區(qū)域a、b），HI值空間分布形態(tài)可能對(duì)區(qū)域斷層展布具有一定指示意義。

F1—冷龍嶺斷裂；F2—門(mén)源盆地北緣斷裂；F3—門(mén)源盆地南緣斷裂圖7 面積-高程積分空間分布特征Fig.7 Spatial distribution characteristics of area–elevation integralF1–Lenglongling fault; F2–North margin fault of the Menyuan basin; F3–South margin fault of the Menyuan basin

3.2 Hack剖面與河長(zhǎng)坡降指數(shù)

根據(jù)公式（2），以河段與河流源頭距離的對(duì)數(shù)值作Hack剖面橫坐標(biāo)，會(huì)導(dǎo)致中、下游河段的坡度變化放大而被強(qiáng)調(diào)，而上游河段的坡度變化則會(huì)因?yàn)楸粔嚎s而失去解析度（Hack，1973；趙洪壯等，2010b），所以直接采用Hack剖面與SL的關(guān)系會(huì)難以顯示真正的河道坡度變化信息，應(yīng)該利用SL與河流縱剖面結(jié)合，再疊加斷裂位置以及河床巖層信息進(jìn)行綜合分析，盡可能全面地展現(xiàn)出河流縱剖面上的坡度變化與各種影響因素間的相互關(guān)系（圖8）。由于不同河道長(zhǎng)度差別較大，所以應(yīng)根據(jù)河道長(zhǎng)度采用不同的水平間距來(lái)保證結(jié)果中SL信息密度，得到更直觀的結(jié)果。

黑色曲線為河流縱剖面；紅色階梯狀曲線表示SL/K變化趨勢(shì)；黑色虛線F2表示門(mén)源盆地北緣斷裂主斷裂位置圖8 河流縱剖面與河長(zhǎng)坡降指數(shù)及盆地北緣斷裂、河床地層巖性疊加圖Fig.8 Overlay diagrams of river longitudinal profile and stream length–gradient index, north margin fault and riverbed lithologyThe black curve represents the longitudinal profile of the river, the red stepped curve indicates the trend of SL/K variations, and the black dashed line F3 denotes the main fault location of the north margin fault of the Menyuan basin.

結(jié)果顯示，15條河道的Hack剖面整體形態(tài)強(qiáng)烈上凸（圖9），指示河道受構(gòu)造作用擾動(dòng)強(qiáng)烈，所有河道的K值大小與流域面積也呈較好的相關(guān)性；除河道R5、R7、R14外，其他河道在斷裂經(jīng)過(guò)河道位置的上游一定距離處都出現(xiàn)了SL峰值波動(dòng)；另外，河道R1—R7的SL/K值處于0～10之間，河道R11、R12、R14和R15中出現(xiàn)大于10的SL峰值，指示河道R8西側(cè)未出現(xiàn)極陡河段，主要為緩河段與陡河段，東側(cè)部分河道局部出現(xiàn)了極陡河段。

圖9 15條河道Hack剖面形態(tài)示意圖Fig.9 Hack profile morphology of 15 river channels

4 結(jié)果分析及討論

4.1 HI值的影響因素分析

構(gòu)造活動(dòng)、氣候變化和巖石抗侵蝕差異是HI值的主要影響因素（Lifton and Chase，1992；Masek et al.，1994）。研究區(qū)內(nèi)水流補(bǔ)給主要源于氣候性降水和冰雪融水，且河道R1—R15中存在流經(jīng)不同地層的河道，若要更精細(xì)地體現(xiàn)HI值的構(gòu)造指示意義，還必須單獨(dú)討論巖性、氣候（主要是降雨）及現(xiàn)代冰川等因素的影響。

4.1.1 巖性因素

一般情況下，河道基巖硬度的差異及周緣裂隙分布情況會(huì)導(dǎo)致河床的抗侵蝕能力發(fā)生改變，進(jìn)而影響到河流地貌發(fā)育速率，最終對(duì)整個(gè)區(qū)域的地貌形態(tài)產(chǎn)生影響；但野外實(shí)際的巖石抗侵蝕能力數(shù)據(jù)難以獲得，所以研究中通常利用不同年代地層以及巖石類(lèi)型來(lái)討論其對(duì)現(xiàn)今地貌形態(tài)的影響（胡小飛等，2010）。

根據(jù)研究區(qū)的區(qū)域地質(zhì)特征（圖2a），主要流域所在區(qū)域的巖性以?shī)W陶系的砂巖、頁(yè)/板巖為主，夾有部分石灰?guī)r；河道R10—R15還流經(jīng)二疊系和三疊系的砂巖夾粉砂巖、板巖，其巖性與奧陶系相近；而河道R1—R4、R11—R15流域還覆蓋有第四系砂礫石、細(xì)砂、粉砂、砂土層及沖洪積物質(zhì)。奧陶系與二疊系、三疊系的抗侵蝕能力相差不大，第四系沖洪積松散物質(zhì)及局部半膠結(jié)的碎屑沉積物抗侵蝕能力最弱。假設(shè)巖性是影響河道HI值大小的主要因素，那么河道R1對(duì)應(yīng)的流域HI值應(yīng)該較低，與河道R12、R13、R15接近，但實(shí)際河道R1流域的HI值卻明顯較高，因此，研究區(qū)的巖性差異并不是HI值差異的主要影響因素。

4.1.2 水系流量因素

通常，流水對(duì)地貌形態(tài)的塑造具有至關(guān)重要的作用。流域水量的改變以及物源變化會(huì)調(diào)整水系侵蝕能力，進(jìn)而影響地貌形態(tài)。水系流量大小在很大程度上取決于區(qū)域降水量的多少，其次就是冰川融水作用。研究區(qū)屬于高原亞寒帶氣候，降雨較集中，平均年降雨量約為530 mm（楊珍，2014），且分布較均勻，因此流域水量變化受降雨影響十分有限。除此之外，流域上方冷龍嶺有現(xiàn)代冰川覆蓋（圖10），冰川融水可使流域內(nèi)水量急劇增加，加快流域內(nèi)的侵蝕速率。對(duì)現(xiàn)代冰川的覆蓋位置分析發(fā)現(xiàn)，山體陽(yáng)坡處冰川較少，主要覆蓋范圍位于陰坡（冷龍嶺山脊北側(cè)）；根據(jù)融水后水流方向，河道R2、R8、R11在研究區(qū)15個(gè)流域中受冰川影響相對(duì)較大，且河道R2對(duì)應(yīng)流域的HI值在河道R1—R7中偏低，推測(cè)是此前冰川季節(jié)性融水加快了該流域的侵蝕速率；河道R11所在流域受到冰川影響較大，其HI值在河道R9—R15中最大，說(shuō)明冰川融水并未對(duì)該流域造成太大影響；河道R4流域范圍僅有一處小規(guī)模冰川覆蓋（圖10a），HI值與相鄰河道流域接近，受冰川影響較??；其余冰川分布于山體陰坡，冰川融水后不匯入河道R1—R15所在流域，所以現(xiàn)代冰川分布可能對(duì)個(gè)別流域演化具有影響，但對(duì)15條河道及其對(duì)應(yīng)流域的整體影響有限。除此之外，因第四紀(jì)晚期以來(lái)的古冰川具體位置和規(guī)模以及退縮速率等數(shù)據(jù)難以獲得，古冰川是否對(duì)地貌演化產(chǎn)生影響，不在此具體討論。

紅色箭頭指示冰川融化后匯入方向a—河道R8西側(cè)現(xiàn)代冰川覆蓋情況；b—河道R8東側(cè)現(xiàn)代冰川覆蓋情況圖10 研究區(qū)現(xiàn)代冰川分布特征（具體位置見(jiàn)圖7；數(shù)據(jù)來(lái)自國(guó)家青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心https://data.tpdc.ac.cn/home）Fig.10 Distribution characteristics of modern glacier cover in the study area （The position is shown in Figure 7; Data sources: national science data center of the qinghai-tibet plateau at https://data.tpdc.ac.cn/home)）(a) Modern glacier cover on the west side of R8; Modern glacier cover on the east side of R8The red arrows indicate the direction of glacier meltwater runoff.

4.1.3 坡度因素

根據(jù)基巖河道水力侵蝕模型，基巖河道的侵蝕速率與河道坡度呈正相關(guān)性（王一舟等，2016）。研究區(qū)內(nèi)15條河道坡度自西向東逐漸減?。ū?），對(duì)比東、西兩側(cè)河道坡度及HI值變化，如果坡度是主要影響因素，河道R1與R12基巖河床都是第四紀(jì)沖洪積物質(zhì)，不考慮其他因素影響，河道R1坡度遠(yuǎn)大于河道R12，此時(shí)河道R1的HI值應(yīng)低于河道R12，但結(jié)果恰好相反。由此可見(jiàn)，坡度也不是造成河道HI值差異的主控因素，對(duì)流域演化影響有限。從流域演化過(guò)程來(lái)看，河道坡度差異本身也是地貌演化所帶來(lái)的。

綜合以上分析可知，研究區(qū)的地層巖性、氣候（降雨）、冰川覆蓋及河道坡度對(duì)河道流域演化過(guò)程具有一定影響，但這些影響只針對(duì)個(gè)別河道流域，無(wú)法對(duì)整體結(jié)果造成大的改變。因此，除侵蝕方面的影響外，推測(cè)地貌演化過(guò)程中可能主要由另一種驅(qū)動(dòng)力（構(gòu)造活動(dòng)）控制，形成了現(xiàn)今的地貌格局。

4.2 HI值指示的地表活動(dòng)構(gòu)造變形特征

根據(jù)15個(gè)河道的HI值和HC曲線特征并結(jié)合其影響因素分析表明，HI值的空間分布特征指示著研究區(qū)構(gòu)造活動(dòng)的強(qiáng)弱分布特征及斷層展布形式。門(mén)源盆地北緣斷裂的走向自河道R8處發(fā)生轉(zhuǎn)折，轉(zhuǎn)折處東、西兩側(cè)表現(xiàn)出不一樣的地貌演化特征，實(shí)際指示了山前斷裂活動(dòng)性分布特征具有西段和東段明顯的差異。門(mén)源盆地為典型的山間斷陷盆地，盆地兩側(cè)的逆沖斷層雙向?qū)_使得盆地下陷。相似地如中國(guó)臺(tái)灣的中央山脈地區(qū)，鄭光佑（2002）對(duì)其兩側(cè)斷層活動(dòng)進(jìn)行研究時(shí)發(fā)現(xiàn)，河道的HI高值通常會(huì)分布在逆斷層上盤(pán)附近，而低值則會(huì)分布在斷層下盤(pán)。根據(jù)文中HI分布特征（圖7），河道R10—R15的流域內(nèi)存在明顯低值異常（圖7異常區(qū)域c），谷地內(nèi)部存在2處高值異常（圖7異常區(qū)域a、b），結(jié)合野外地質(zhì)考察，可推斷東側(cè)山根前主斷裂已擠壓擴(kuò)展入盆地內(nèi)部，導(dǎo)致山體后緣產(chǎn)生了一定虧損并發(fā)育張性正斷層，而在盆地內(nèi)部則發(fā)育了成排的逆斷層-褶皺帶（圖11a），這也就解釋了HI低值異常（圖7異常區(qū)域c）及山前出現(xiàn)高值異常（圖7異常區(qū)域a）的原因。在河道R8西側(cè)山根前發(fā)現(xiàn)了一系列全新世活動(dòng)的逆斷層陡坎（圖11b、11c），與HI分布特征基本吻合，并未在河道R8東側(cè)發(fā)現(xiàn)類(lèi)似的逆斷層-褶皺帶。

a—門(mén)源盆地北緣斷裂東段多排逆斷層-褶皺帶；b—門(mén)源盆地北緣斷裂西段崗什卡灘高漫灘逆斷層陡坎；c—門(mén)源盆地北緣斷裂西段狼洞溝逆斷層陡坎；d—門(mén)源盆地內(nèi)部青石嘴鎮(zhèn)處推測(cè)逆斷層；e—鐵邁附近斷層槽谷及山脊位錯(cuò)；f—鐵邁附近斷層埡口及小的斷層陡坎圖11 門(mén)源盆地中發(fā)育的斷層及其變形表現(xiàn)（具體位置見(jiàn)圖7）Fig.11 The field photos of the Menyuan basin (The position is shown in Fig.7)(a) Multi-row reverse fault-fold belt in the east section of the north margin fault of the Menyuan basin; (b) Gangshikatan high overplain reverse fault in the west section of the north margin fault of the Menyuan basin; (c) Langdonggou reverse fault in the west section of the north margin fault of the Menyuan basin; (d) The reverse fault presumed in Qingshizui town, Menyuan basin; (e) Fault troughs and ridges dislocations near Tiemai; (f) Fault pass and small fault steepes near Tiemai

除此之外，在盆地內(nèi)部青石嘴鎮(zhèn)及河道R8東側(cè)分布有大面積的HI高值異常區(qū)（圖7異常區(qū)域b），但在野外并未在地表發(fā)現(xiàn)連續(xù)的斷層地貌等異常特征。文中利用地貌剖面結(jié)果，并結(jié)合趙凌強(qiáng)等（2022）測(cè)得的深部大地電磁數(shù)據(jù)進(jìn)行分析（圖12），結(jié)果顯示，高程曲線與HI值曲線的起伏關(guān)系整體具有較好的一致性，大地電磁剖面解譯出的不同區(qū)段斷裂深部延展特征，很好地對(duì)應(yīng)了盆地內(nèi)部的HI高值異常，由此推測(cè)門(mén)源盆地內(nèi)部可能存在一條隱伏斷裂（F6；圖12）。同時(shí)，野外地質(zhì)考察在青石嘴鎮(zhèn)地區(qū)發(fā)現(xiàn)一處地形隆起（圖11d），推測(cè)可能是隱伏斷裂在地表的部分地貌表現(xiàn)。

HCL—地殼中的低阻結(jié)構(gòu)；HRB—地殼中的高阻結(jié)構(gòu)a—地貌剖面（具體位置見(jiàn)圖7）；b—大地電磁剖面圖12 橫穿研究區(qū)的地貌剖面和二維大地電磁結(jié)構(gòu)模型（大地電磁剖面位置見(jiàn)圖1a；據(jù)趙凌強(qiáng)等，2022修改）Fig.12 Geomorphic profile and two-dimensional magnetotelluric structural model obtained across the study area（The position of the geomorphic profile is shown in Fig.7; The position of magnetotelluric profile is shown in Fig.1a; Modified from Zhao et al., 2022）HCL–Low-resistivity structures in the crust; HRB–High-resistivity structures in the crust; a–Geomorphic profile; b–Magnetotelluric profile

門(mén)源地區(qū)曾多次發(fā)生過(guò)較大規(guī)模的地震，最近發(fā)生的2次地震相隔時(shí)間較短，其中，2016年1月21日發(fā)生在冷龍嶺北側(cè)斷裂的門(mén)源MS6.4地震，震源機(jī)制為逆沖型（胡朝忠等，2016）；2022年1月8日發(fā)生的MS6.9地震（韓帥等，2022；袁道陽(yáng)等，2023），震中位于冷龍嶺斷裂西段與托萊山斷裂東段的交匯地區(qū)，發(fā)震構(gòu)造以冷龍嶺斷裂西段為主，托勒山斷裂東段參與，為二者共同作用產(chǎn)生雙向破裂的結(jié)果。初步地表調(diào)查發(fā)現(xiàn)，門(mén)源MS6.9地震形成了一系列復(fù)雜的同震地表破裂帶，影響了包括蘭新鐵路、扁門(mén)高速公路等國(guó)家重要工程（蓋海龍等，2022；袁道陽(yáng)等，2023）。根據(jù)HI值分布的高值異常位置，隱伏斷裂位于門(mén)源盆地內(nèi)部以青石嘴鎮(zhèn)為主的人類(lèi)居住密集區(qū)，結(jié)合近些年來(lái)門(mén)源地區(qū)地震頻發(fā)，該隱伏斷裂應(yīng)引起一定重視。

4.3 河長(zhǎng)坡降指數(shù)所指示的活動(dòng)構(gòu)造意義

當(dāng)SL在局部河段發(fā)生明顯突起，代表該河段的坡度發(fā)生了快速變化，可能是斷裂、褶皺或巖性改變所致，也可能是人類(lèi)活動(dòng)造成，如建造水壩、攔沙壩等。因此要結(jié)合河道實(shí)際情況，綜合分析影響SL突變的因素以及斷裂活動(dòng)性的差異（趙洪壯等，2010b）。河道不同位置出現(xiàn)SL峰值波動(dòng)的原因也有差別，上游的SL出現(xiàn)波動(dòng)首先要考慮斷裂活動(dòng)及巖性變化，中、下游則應(yīng)首要考慮人類(lèi)活動(dòng)產(chǎn)生的影響。

河道R1—R15中部分河道所流經(jīng)的地層巖性發(fā)生變化（一般由堅(jiān)硬巖性向軟弱巖性過(guò)渡時(shí)）可能會(huì)出現(xiàn)SL峰值波動(dòng)，形成固定的Vertical-step裂點(diǎn)（王一舟等，2016）。在均一巖性的基巖河道出現(xiàn)SL峰值變化，則可能是由于斷裂、褶皺變形或人類(lèi)活動(dòng)所致。門(mén)源盆地北緣斷裂主斷裂分布在冷龍嶺北緣山前，人類(lèi)活動(dòng)導(dǎo)致SL產(chǎn)生峰值的可能性較小，斷裂位置的上游河道出現(xiàn)SL峰值波動(dòng)可能由斷裂活動(dòng)所致。分析表明，除河道R5、R7和R14，其他河道都在斷裂穿過(guò)河道位置前一定距離出現(xiàn)明顯的SL峰值（圖8）。其中，河道R1、R2、R4、R9、R11和R15的SL峰值出現(xiàn)在同一時(shí)代地層中，且未在該位置發(fā)現(xiàn)有明顯人類(lèi)活動(dòng)痕跡，因此認(rèn)為SL峰值的產(chǎn)生應(yīng)該是由于斷裂構(gòu)造活動(dòng)；河道R3的SL峰值雖然位于不同時(shí)代地層變化區(qū)域內(nèi)，但其巖性轉(zhuǎn)化是由第四系的松散沖洪積物質(zhì)變?yōu)閵W陶系砂巖、頁(yè)/板巖，因此判斷是由斷裂活動(dòng)引起；河道R6的SL峰值位置處于巖性變化界線附近且位于斷裂前緣位置，難以直接判定究竟是哪種因素引起的SL峰值突變；河道R10、R12和R13的SL峰值不止一處，位置均不在巖性界線附近，主斷裂前的峰值可能是由該斷裂活動(dòng)造成的，其他峰值波動(dòng)則可能由中、下游的逆斷層-褶皺活動(dòng)引起。河道R5、R7和R14在斷裂前緣沒(méi)有發(fā)現(xiàn)SL異常峰值，但在中、下游存在明顯峰值波動(dòng)，由于峰值所處位置距離人類(lèi)活動(dòng)聚集區(qū)域較近，推測(cè)其可能是由人類(lèi)活動(dòng)所造成的。此外，河道R8西側(cè)R1—R7所有河道的SL/K值小于10，以陡河段為主；東側(cè)河道R11、R12、R14和R15的局部SL/K波動(dòng)峰值大于10，表明東側(cè)河道的局部河段出現(xiàn)了極陡河段，尤其是河道R12的SL/K峰值位置指示其可能是由逆斷層-褶皺帶活動(dòng)引起的；R11、R13和R15河道SL/K值大于10的波動(dòng)主要位于中、下游區(qū)域，可能是由人類(lèi)活動(dòng)引起的局部河段坡度增加。由此可見(jiàn)，構(gòu)造活動(dòng)可以對(duì)SL產(chǎn)生顯著影響。

4.4 門(mén)源盆地東、西側(cè)活動(dòng)樣式差異及其可能成因分析

門(mén)源盆地構(gòu)造變形樣式主要為：盆地北緣斷裂走向發(fā)生轉(zhuǎn)折處（老虎溝）以西（圖2b），北側(cè)山體主要由門(mén)源盆地北緣斷裂控制，山根前發(fā)育全新世活動(dòng)的低矮斷層陡坎；斷裂走向轉(zhuǎn)折處（老虎溝）以東，剖面形態(tài)發(fā)生明顯改變，北側(cè)山體逆沖至盆地內(nèi)部，山前發(fā)育了多排晚第四紀(jì)活動(dòng)的逆斷層-褶皺帶（圖2c）；南側(cè)山體由門(mén)源盆地南緣斷裂控制，目前考察發(fā)現(xiàn)其最新活動(dòng)時(shí)代為晚更新世，暫未發(fā)現(xiàn)全新世活動(dòng)的證據(jù)。門(mén)源盆地南、北緣斷裂分別為達(dá)板山與冷龍嶺2條大型走滑兼逆沖斷裂帶的分支斷裂，與發(fā)育的其他多條小型分支斷裂，共同控制形成了門(mén)源盆地現(xiàn)有的地貌格局。

門(mén)源盆地北緣斷裂自北西西向轉(zhuǎn)為北西向，從而導(dǎo)致盆地東、西側(cè)構(gòu)造變形樣式、地貌形態(tài)及其地貌參數(shù)產(chǎn)生顯著差異，但其驅(qū)動(dòng)原因目前尚不明晰，還需要進(jìn)一步討論。野外地質(zhì)考察發(fā)現(xiàn)，在鐵邁鄉(xiāng)發(fā)育有北東東向的第四紀(jì)晚期活動(dòng)斷裂（圖11e、11f）以及正對(duì)著老虎溝的北東向的斷裂（位置見(jiàn)圖2a），所以，初步認(rèn)為北東向斷裂的存在以及冷龍嶺主走滑斷裂走向發(fā)生北西西—北西向的偏轉(zhuǎn)可能是導(dǎo)致門(mén)源盆地北緣斷裂走向發(fā)生轉(zhuǎn)折的原因，也可能是造成盆地東、西兩側(cè)活動(dòng)樣式與地貌形態(tài)存在差異的原因。

5 結(jié)論

文中利用ArcGIS平臺(tái)與數(shù)字高程模型數(shù)據(jù)（DEM）提取了門(mén)源盆地北緣山體15條河道對(duì)應(yīng)流域的HI值并繪制了HC曲線，結(jié)合河道Hack剖面和SL峰值變化，探討了該區(qū)域地貌發(fā)育演化特征、斷裂展布形式以及地貌發(fā)育與斷裂構(gòu)造活動(dòng)的關(guān)系等，得到以下結(jié)論。

（1）15條河道對(duì)應(yīng)流域的HI值在門(mén)源盆地北緣斷裂走向轉(zhuǎn)折位置（老虎溝）發(fā)生變化，HC曲線特征表現(xiàn)為老虎溝西側(cè)整體上凸，東側(cè)呈直線或下凹，說(shuō)明山前主斷裂的活動(dòng)性在西側(cè)與東側(cè)存在明顯差異，西側(cè)逆斷層僅發(fā)育于山根前有限的范圍內(nèi)；而東側(cè)斷裂則以活動(dòng)逆斷層-褶皺帶的形式擴(kuò)展到盆地內(nèi)部；這也表明在排除其他干擾因素后，HI值能夠從地貌角度較好地反映其構(gòu)造活動(dòng)的差異性，是一個(gè)較為敏感的參數(shù)指標(biāo)。

（2）門(mén)源盆地內(nèi)部以老虎溝為界，東、西兩側(cè)地貌發(fā)育演化差異較大，西側(cè)以山前陡坎為主、地形陡峭，東側(cè)斷裂已逆沖至盆地內(nèi)部、為大型逆斷層-褶皺帶。盆地內(nèi)部的青石嘴鎮(zhèn)及老虎溝東側(cè)存在HI高值異常區(qū)，結(jié)合大地電磁探測(cè)結(jié)果，推測(cè)地下可能存在隱伏活動(dòng)斷裂。結(jié)合門(mén)源地區(qū)近年來(lái)地震頻發(fā)的情況，門(mén)源盆地邊緣及其內(nèi)部褶皺、隱伏斷裂等地應(yīng)引起重視，建議開(kāi)展活動(dòng)斷裂定量研究與潛在地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)工作。

（3）15條河道Hack剖面均表現(xiàn)為上凸形態(tài)，表明門(mén)源盆地北側(cè)基巖山體整體受到較強(qiáng)的構(gòu)造作用。在活動(dòng)斷裂通過(guò)的上游地區(qū)，多數(shù)河道的SL出現(xiàn)異常峰值波動(dòng)，波峰位置與主斷裂位置距離相近，說(shuō)明構(gòu)造活動(dòng)可以對(duì)SL產(chǎn)生顯著影響；個(gè)別河道還在巖性界線附近出現(xiàn)異常峰值，表明局部河段的巖性變化可能對(duì)SL也有一定影響。

致謝：感謝中國(guó)地震局地質(zhì)研究所詹艷研究員的幫助和審稿專(zhuān)家有益的建議。