祝 嵩, 赵希涛, 吴珍汉

1)中国地质科学院, 北京 100037;

2)中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029

雅鲁藏布江加查段河流地貌对构造运动和气候的响应

祝 嵩1), 赵希涛2), 吴珍汉1)

1)中国地质科学院, 北京 100037;

2)中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029

通过对雅鲁藏布江加查段河流地貌和构造调查发现, 该区具有平行状水系格局, 河谷地貌以峡谷和宽谷相间为主要特征, 经历了碰撞、挤压和伸展构造演化过程, 产生了褶皱-逆冲、走滑剪切、韧性剪切、正断层等构造变形样式。该段河谷地貌的形成演化受构造运动和气候等影响。雅鲁藏布江加查段河流至少从上新世以来沿构造运动产生的不同性质断裂构造溯源侵蚀和气候变化的影响发育而成。

雅鲁藏布江; 加查; 河流地貌; 构造运动

学术界对雅鲁藏布江河流地貌研究主要在下游的大拐弯地区(王二七等, 2001, 2002; Montgomery et al., 2004; 刘宇平等, 2006)。随着近年的水利开发和工程建设, 中游加查段河流地貌逐渐为人关注。例如, 加查峡谷入口的朔玛滩是大西线南水北调工程的起点, 峡谷出口正在修建藏木水电站。因此该段河流地貌的研究对于山脉隆升、滇藏铁路走向方案设计以及水利资源的开发等有重要的实际意义和科学价值。

河流地貌对构造运动和气候极其敏感。水系、河谷形态、干流河床纵剖面、支流河床纵剖面和阶地等都会对构造活动做出积极响应, 本文通过以上五种河流地貌特征研究, 分析雅鲁藏布江加查段河流地貌与地貌发展动力的构造活动和气候响应过程和响应方式, 对雅鲁藏布江的形成演化过程和演化模式提出佐证。

1 区域概况

雅鲁藏布江发源于西藏日喀则地区仲巴县的杰马央宗冰川, 大致由西向东流过日喀则、拉萨、山南、林芝地区, 在我国巴昔卡出境流入印度。雅鲁藏布江加查段指西起桑日县藏嘎村, 东至加查县虾日村, 长约76 km, 占雅鲁藏布江全长的2.6%(图1)。南以 28°54′分水岭为界, 北以 29°54′分水岭为界。地形为“两山夹一江”, 即雅鲁藏布江夹在念青唐古拉山和喜马拉雅山之间。地势为南部、西部和北部高, 主要为海拔大于4000 m的极高山-高山区, 有的海拔达到 6000 m, 中部和东部低, 海拔一般小于4000 m。区内河流主要发源于南部、西部和北部极高山-高山区, 受此地形和地貌格局的影响, 区内河流平面形态表现出显著规律性, 即在极高山-高山区,

图1 雅鲁藏布江加查段构造、水系及河谷剖面位置图(底图来自1: 25万地质图)Fig.1 Structures, water systems and positions of valley profiles along Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River(base map from 1:25000 geological map)

支流流向大都由南向北或由北向南汇入干流, 然后干流受东西向地势差异的控制呈东西向展布, 从藏嘎由西向东流至吉雪附近后改为南东向, 至藏木改为东向, 并曲折向东流出该区, 大体呈Z字型。该区构造变形受印度-欧亚板块碰撞后持续挤压造山和高原隆升动力学体制控制, 以发育多期不同性质的断裂和褶皱构造为特点。根据前人大量野外地质调查(赵希涛等, 2011, 2005; 朱大岗等, 2002), 将该区构造变形过程分为 3个阶段, 即早期近南北向挤压应力作用下的褶皱-逆冲变形阶段、递进的走滑-韧性剪切变形阶段和晚期伸展变形阶段。早期褶皱-逆冲变形主要表现在一系列近东西向的逆断层 F1、F2、F3, 走滑-韧性剪切变形主要表现在右旋 25°的走滑断层 F4、F5, 韧性断层 F6、F7。晚期伸展变形主要表现为东西向的正断层 F8、F9、F10、F11、F12和伸展剥离断层F13、F14。该区地理纬度属于亚热带气候,但是高原的抬升使得地势高耸, 破坏了气候纬度地带性的演变顺序, 地势的作用远远超过了纬度的影响, 使得该区形成中低纬度的高寒气候。在气候区划上, 属于高原温带季风半湿润气候地区的雅鲁藏布江中游桑日-加查小区。受地貌影响, 南北部水热分布不均, 江北为高原温带季风半湿润气候区, 南部及河谷为高原温带季风半干旱气候区。

2 河流地貌对构造运动和气候的响应

2.1 水系对构造运动和气候的响应

该段发育23条主要支流汇入雅鲁藏布江, 支流编号分别为 1#～23#。由西向东, 支流的河流级数呈现增加趋势, 西部一级河流多, 级数最多只是11#支流达3级, 东部河流级数多, 22#支流级数达到5级。南部有藏南拆离正断层 STD, 中部是雅鲁藏布江断裂带, 北部有嘉黎右旋走滑断层 JLF的分割, 大地构造上该区处于冈底斯、雅鲁藏布和喜马拉雅3个地质单元的结合部。跨藏北断块区(冈底斯-拉萨燕山晚期褶皱带)和藏南断块区(北喜马拉雅燕山晚期褶皱带)(李炳元等, 1983)。雅鲁藏布江干流和雅鲁藏布江断裂带在平面上呈现“8”字形, 在加查峡谷与宽谷的交接处藏木(图 3-A)就是“8”字中间点, 和干流的其他地方的宽谷与峡谷交接处一样, 这里有与主干断裂带相交的近南北向横断裂存在, 沿雅鲁藏布江主断裂两侧横断裂(次级断裂)发育的支谷常见在同一条近南北向的直线上。例如: 峡谷出口北岸的加查河与南岸的洛林河(周中民, 1987)。加查河断裂的证据——断层三角面(图3-B)。加查河和洛林河次级断裂把雅鲁藏布江主断裂在藏木分割成西东两个断块, 各断块在新构造运动期间作大幅度差异性升降运动, 藏木上游断块上升, 藏木下游断块下降,总体上支流是平行分布, 预示这一带有大规模褶皱及地形倒置现象。藏木上游的干流强劲, 支流短密,干、支流呈近直角交汇, 揭示其发育在褶皱山地。其中4#和6#支流平面上出现转折, 由南北向改为北东向。15#支流平面在拉绥村出现转折, 由东西向改为南北向, 由图1看到转折处确实存在F2逆断层。15#支流北分支呈明显格子状水系, 即干流与支流,支流与支流都以直角相交, 主要发育在线状褶皱地区, 主谷沿褶皱轴部延伸, 水系受构造控制。21#支流平面在崔久北部出现转折, 由南东向改为南西向,支流在平面上的突然转折指示支流通过地区存在断层, 由图1看到转折处确实存在F7韧性剪切带。藏木以下的支流源头段呈现树枝状分布, 反映这一带岩性均一、构造平缓、地形平坦地区、地壳相对稳定。另外, 6#、15#和 21#支流源头呈明显的倒勾状发育, 即这些支流上游呈现90°以上大转弯, 有的甚至达180°, 这种水系多是由于新构造运动使得地壳发生掀斜而迫使河流改道造成的, 由图 1看到转折处确实存在正断层。总体来说, 作为谷地中心的雅鲁藏布江发育在雅鲁藏布江断裂带附近, 其它支流沿次一级的断裂带发育, 雅鲁藏布江北岸的断层比南岸稀少, 可能形成北岸的水系主要因素是气候,而南岸的水系主要因素是构造运动。

2.2 河谷形态对构造运动的响应

按雅鲁藏布江加查段河谷的形态特征, 可以藏木为分界点, 分上下两段。藏木上游约37 km, 河谷狭窄。河床类型为顺直微弯的单一河床, 河床多系砾质, 侵蚀作用占优势, 常见岩槛、壶穴和深槽等河床侵蚀地貌。两岸为白垩纪的花岗岩类, 比较坚硬,抗风化和抗冲刷能力强, 不易被侵蚀。断层多, 地震频繁, 岩石较破碎, 重力崩塌作用强烈, 常见崩落的岩块。该段处于山体抬升区域, 剥蚀快, 不利于沉积物沉积, 故该段河道第四纪沉积物保留少或几乎没有。由于落差大(306 m), 流速快, 能量集中, 河道搬运能力强, 沉积物少, 河流侵蚀作用以向下的侵蚀为主, 这样侵蚀称为下蚀, 使河谷不断加深, 河谷谷窄峡深, 成 V型, 有的地方并且有嶂谷出现,还有的谷壁直立, 为幼年型隘谷, 形态以大古段河谷为代表(图 2-A), 谷肩海拔 4000 m, 谷底高程3530～3224 m, 谷深 500～800 m, 谷底宽 40～100 m,谷底就是河床, 两侧山体陡峻, 谷坡一般在 40°～60°, 部分段在70°以上, 多处出现悬崖峭壁。两坡近乎对称, 洪积扇分布少而小。该段江面窄小, 河床坡降陡(0.827%), 水流集中, 流速一般为 2～4 m/s。有两处瀑布和13处1 m以上的跌水。其中僧瀑布位于峡谷的上段, 在奴确干流上游 5.5 km 处, 瀑布高4.6 m, 过水宽度为33 m。另外一个涅尔喀瀑布在大古附近, 高5.3 m, 过水宽度为41 m。俎玉亭等(1980)认为该瀑布受一条基本上垂直河流流向的构造断裂所控制、发育形成的。这两处瀑布是目前已知的雅鲁藏布江上仅有的瀑布(中国科学院青藏高原综合科学考察队, 1984)。山地上升, 河流必然强烈下切,峡谷河流下切速度不如山地上升速度, 造成峡谷有较多的跌水和瀑布, 反映了峡谷地区以上升为主的构造运动正处于方兴未艾阶段, 地貌发育正处于侵蚀循环的幼年盛期。

藏木下游约 39 km, 河床类型为弯曲河床, 河床物质大多是砂砾, 河谷宽广, 在各姆顶可达100 m左右; 至加查县城一带后, 河床达200 m左右; 至加查镇以东后, 河床增宽至 300 m以上, 堆积作用盛行, 常见心滩、沙洲、边滩和沙嘴等河床堆积地貌。由于落差相对小(84 m), 流速慢, 河道搬运能力相对弱, 沉积物多, 下蚀作用减弱, 雅鲁藏布江向两岸的侵蚀作用增强, 使河流变宽, 这种侵蚀称为侧蚀。因为侧蚀增加, 河谷成 U型。形态以弄普日段河谷为代表(图 2-B), 谷肩海拔 3700 m, 谷底高程3224～3140 m, 谷深 400～600 m, 谷宽 1～3 km, 两侧山体陡峻且不对称, 谷坡都在 30°～40°, 左侧较右侧谷坡缓。局部地区河岸有沙丘。该段谷地河床相对峡谷段河谷较平坦, 河床坡降缓(0.215%), 边滩多,心滩少, 河道曲折。两岸为白垩系嘎学复理石混杂岩群, 容易被侵蚀。由于不是山体抬升区域, 剥蚀慢,有利于沉积物沉积, 故河道第四纪物质保留多, 两岸第四纪地层厚而面积广。第四系为多种成因类型的内陆相沉积的砂砾石、砂土、壤土等, 由于河床下切堆积作用强烈, 第四系厚达100 m以上。有专家推测可能是断层活动时, 河流被阻挡形成堰塞湖,从而在断层下降侧沉积了厚层的沉积物(Zhang,1998)。但作者在该河段并未发现任何湖相沉积。以上不同河谷形态反映了局部地壳升降运动, 藏木上游局部地壳上升形成峡谷, 藏木下游局部地壳下降形成宽谷的特点。

图2 雅鲁藏布江加查段大古和弄普日河谷横剖面Fig. 2 Profile of valleys at Dagu and Longpuri along Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River

2.3 干流河床纵剖面对构造运动的响应

河床纵剖面能够反映河道比降信息, 河道比降分析是鉴定地貌景观中活动构造作用的指标。河床纵剖面提取位置位于藏嘎至虾日约76 km的雅鲁藏布江干流河段(图3-C), 剖面整体特征为下凹不光滑形态, 多处出现拗折, 远没有达到圆滑下凹抛物线型的河流均衡剖面形态特征, 说明了该段雅鲁藏布江正处于青壮年时期。藏木拗折最明显, 它的上下游比降明显不同, 原因之一该处处于花岗岩和嘎学复理石混杂岩的不同岩性交替。其次, 这里是地壳上升和下降相交地带。另外, 15#和 16#支流在这里汇入雅鲁藏布江也是产生拗折原因之一。该段河床下降390 m, 比降为0.513%。藏木下游河床起伏较小, 从藏木至虾日约 39 km的河段河床下降 84 m,比降达 0.215%, 接近整个雅鲁藏布江的平均坡降0.26%(源头H5590 m减去巴昔卡H155 m, 然后除于两者之间长度2091 m)。藏嘎至藏木约37 km的河段河床下降 306 m, 比降达 0.827%, 远远超过藏木至虾日的雅鲁藏布江河床比降和整个雅鲁藏布江的平均坡降。与此近似, 其下游的雅鲁藏布江大拐弯处的大渡卡村至龙白村约 18 km的河段河床下降150 m左右, 比降达0.83%, 大渡卡村为雅鲁藏布江干流的第三个裂点。以上预示, 藏嘎为构造抬升的边界, 吴中海等(2007)论证了这一点, 即沃卡盆地东缘断裂带穿过雅鲁藏布江河谷, 地点在藏嘎。构造抬升后河流溯源侵蚀作用加强, 河流纵剖面裂点不断向上游推移, 藏嘎为目前雅鲁藏布江纵剖面的第二个裂点。形成裂点时间可能与早更新世末青藏高原的第二次强烈隆升对应(李炳元等, 1983)。由此推断雅鲁藏布江加查段至少在早更新世之前已经形成。

图3 雅鲁藏布江加查段纵剖面图Fig. 3 Longitudinal profile along Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River

2.4 支流河床纵剖面对构造运动和气候的响应

藏嘎至虾日的各支流长度和纵比降如图 4所示。以藏木为界, 藏木上游均值是15#之前均值, 藏木下游均值是 15#之后(含 15#)均值。可知: 1#～23#支流长度呈变长趋势, 即藏木上游的支流平均长度小于下游。反映了上游的山体抬升导致下游支流下切的时间短, 发育不充分。上游的支流纵剖面较陡,平均河床纵比降 26.61%。下游的支流纵剖面较缓,平均河床纵比降8.13%。虽然上下游岩性有差别, 但平均河床纵比降却差别很大, 反映了两者构造的运动差异大。雅鲁藏布江右岸的支流纵剖面较陡, 平均河床纵比降 13.89%, 左岸的支流纵剖面较缓, 平均河床纵比降12.29%。说明右岸所处的构造比左岸活跃, 右岸的山地抬升比左岸快, 右岸支流下切速度比左岸快。由图1证实右岸断层线确实比左岸的断层线多。

图4 雅鲁藏布江加查段支流长度和纵比降Fig. 4 Length and longitudinal gradient of tributaries along Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River

图5 加查县各姆顶雅鲁藏布江河谷横剖面Fig. 5 Valley profile of the Yarlung Zangbo River at Gemuding in Gyaca County

经过计算得到该段的河网发展不均衡系数(概念见沈玉昌等, 1986)为1.31, 与1相差很大, 说明来自左岸的支流占优势, 两岸支流汇入干流的水量不平衡。雅鲁藏布江左岸支流长度平均大于右岸, 这佐证了以下观点: 雅鲁藏布江干流两侧流域不对称,北侧流域面积约占70%, 流域平均宽84.5 km, 最宽处在加查附近达 240 km; 南侧流域面积约占 30%,平均宽度37 km(杨逸畴等, 1983)。水系发育的不对称性反映了雅鲁藏布江右岸山体抬升导致支流下切的时间比左岸短, 发育不充分。反映了南北两侧隆升幅度不同, 青藏高原隆升是非均匀的。这与左岸的念青唐古拉山脉比右岸的喜马拉雅山脉早抬升,两岸变形不均匀以及降雨量有关。因为青藏高原受南北向挤压, 位移矢量由南向北逐渐减少(潘裕生,1999), 因此雅鲁藏布江南部的变形大于北部, 这是造成两岸地貌差异的因素之一; 另外由于喜马拉雅山北麓与雅鲁藏布江之间, 存在一条年雨量为250～300 mm 的狭长少雨带, 称喜马拉雅雨影区,这是喜马拉雅山脉横亘在西藏南部产生“雨影效应”的结果(刘国纬, 1992)。南来北上的湿润气流翻越喜马拉雅山, 下沉增温, 不易形成降水而成雨影区,所以河流发育得少, 而念青唐古拉山的南坡是迎风坡, 降雨相对多。雨影造成雅鲁藏布江右岸降水少于左岸, 右岸支流流量和流速小于左岸, 因此右岸的河流溯源侵蚀作用弱于左岸, 从而右岸支流的河谷加长程度弱于左岸支流溯源侵蚀作用。

2.5 阶地对构造运动和气候的响应

雅鲁藏布江加查段干流阶地的分布与河谷形态变化有密切关系。加查峡谷内很少或几乎没有阶地分布。即便有也是零星, 窄小分布, 而且拔河较高,级差较大, 仅在峡谷的入口和出口才见有阶地分布。藏木下游的宽谷盆地河段, 阶地相对发育, 阶地面比较宽阔平坦(图6-B), 反映了河流侧蚀作用显著增强。在加查县以东, 有高出雅鲁藏布江600 m(海拔 3700 m)左右的冲积砾石层, 是目前我们发现的最高阶地(赵希涛等, 2009), 当初该段雅鲁藏布江就是在这里开始往下切, 测出这里样品年龄, 就可以知道至少从这个时候雅鲁藏布江开始贯通, 初步形成。

我们测量了各姆顶雅鲁藏布江河谷剖面(图 5),获得9级阶地的拔河高度分别为15～20 m(T1)、30～40 m(T2)、47～52 m(T3)、68～76 m(T4)、98～100 m(T5)、102～104 m(T6)、126～136 m(T7)、170～180 m(T8)、185～200 m(T9), 其中T1和T2在对岸, T2上覆厚1 m的灰色亚粘土, 下为粗砂砾石层, 成分以花岗岩、花岗闪长岩为主。莫地拉雅鲁藏布江两岸河谷剖面(图 6-D), 获得 10级阶地的拔河高度分别为 10～14 m(T1)、20～24 m(T2)、40～45 m(T3)、50～56 m(T4)、61～66 m(T5)、80～84 m(T6)、104～111 m(T7)、135～145 m(T8)、145～150 m(T9)、195～227 m(T10), 有的阶地有厚层的河流相砾石层发育, 有的阶地河漫滩相(粉砂、细砂)和河床相(砾石)二元结构明显(图6-C), 冲积层厚约6 m, 其中河床相沉积厚约4 m, 河床相中砾石分选较好, 磨圆度高, 多以圆状-半圆状砂岩为主, 冲积物的特征反映河流成熟度较高。我们测量了虾日雅鲁藏布江两岸河谷剖面(图7), 获得9级阶地的拔河高度分别为 4～9 m(T1)、21～24 m(T2)、33～42 m(T3)、53～64 m(T4)、75～84 m(T5)、87～95 m(T6)、108～115 m(T7)、129～131 m(T8)、137～140 m(T9)。这三个剖面的T6以下都是堆积阶地, T6以上均为基座阶地。众多的堆积阶地存在表明这一带T6以下的河谷地貌形成主要因素是气候, 构造不是主要因素。众多的基座阶地存在表明这一带雅鲁藏布江已切过早先的冲积物而达于基岩中, 曾经是深切曲流。较短的时间有较大的河流下切, 说明这一带T6以上的河谷地貌形成主要因素是构造运动, 气候不是主要因素。同时T6以下阶面宽度比T6以上阶面宽度有明显增宽, 表明该区构造运动强度相对前几期活动有所减弱。其中T6阶面宽度最宽表明在该区雅鲁藏布江的发育过程中存在着这样一个时间跨度比较大的由活动转向稳定的过渡期。

此外, 从河流阶地位相图(图 8)也可以看出, 在该地区, 靠近上游河段阶地高度大, 向下游高度降低, 这种阶地位相变化不同于因基准面下降而导致裂点迁移形成的向上游辐聚的位相变化特征, 却类似于气候变化形成的中游阶地最高向上下游尖灭的位相变化特点, 表明该区河流阶地的主要形成原因不是基准面升降, 而是气候变化。雅鲁藏布江加查段干流的阶地位相和谷肩变化是由上而下海拔高度逐渐降低, 与现代河流纵比降一致, 反映该区总的地势与现代水系是一致的, 因此雅鲁藏布江加查段是适应构造和原始地势发育的先成河。

3 结论

雅鲁藏布江加查段河流地貌对构造运动和气候的响应概括为: 1)该段是窄谷和宽谷相间的高山河谷地貌; 水系格局以近南北向展布的平行状为主,局部地段变化较大, 该段河流至少从上新世以来沿构造运动产生的不同性质断裂构造溯源侵蚀而成;气候也是该区河流地貌发育的重要因素。2)藏木上游为峡谷地貌, 以下蚀为主, 河谷窄, 阶地不发育,藏木下游为宽谷地貌, 以侧蚀为主, 河谷宽, 河流曲折, 阶地较发育; 藏嘎至虾日的雅鲁藏布江支流长度呈递增趋势, 其纵剖面逐渐由陡变缓, 说明了藏木下游比上游的发育更成熟, 藏木上游地区比下游地区新构造更活跃, 更快抬升。3)雅鲁藏布江左岸支流平均长度比右岸长, 河网不均衡系数远大于1, 说明了左岸支流比右岸支流形成更早, 发育更成熟, 两侧流域不对称, 左岸流域比右岸更有优势,揭示了左岸的冈底斯山脉比右岸的喜马拉雅山脉更早抬升, 右岸的地区比左岸受南北向挤压变形更强烈使得两岸发生不等量升降运动以及右岸处在喜马拉雅山雨影区。

图6 加查县莫地拉雅鲁藏布江河谷横剖面Fig. 6 Valley profile of the Yarlung Zangbo River at Modila in Gyaca County

图7 加查县虾日雅鲁藏布江河谷横剖面Fig. 7 Valley profile of the Yarlung Zangbo River at Xiari in Gyaca County

图8 雅鲁藏布江加查段河流阶地位相图Fig. 8 Phase map of river terraces along Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River

由此, 雅鲁藏布江演化过程概括为: 在古生代雅鲁藏布江流域是冈瓦那大陆和劳亚大陆之间的特提斯海, 此后相继发生地壳运动, 特提斯海由北向南逐渐后退。30～79 Ma.BP冈底斯山抬升, 一系列起源于冈底斯山和青藏高原的水系向南流入特提斯海,在特提斯海关闭后流入印度次大陆。10～20 Ma.BP喜马拉雅山抬升, 阻断了这些河流通道, 该区水流开始汇聚在这两个造山带之间, 雅鲁藏布江由此形成。上新世地壳比较稳定, 雅鲁藏布江流域是热带气候, 此时青藏高原海拔约 1000 m, 在现代高原面形成的同时, 雅鲁藏布江河谷是宽谷盆地形态, 加查段发育自由曲流, 没有开始下切。早更新世雅鲁藏布江流域是亚寒带气候, 半湿润或湿润, 此时加查干流谷地切割成深谷, 目前分布在河谷两侧的谷肩就从此开始形成, 早更新世末期高原强烈隆升形成加查峡谷和裂点。中更新世雅鲁藏布江流域是暖温带气候, 宽谷相对沉降, 河谷内松散沉积物厚度达数百米, 中更新世晚期青藏高原海拔约 3000 m,开始阻挡西南湿润季风北上。晚更新世雅鲁藏布江流域是寒带气候, 冰期时峡谷支沟冰川或冰川沉积物延伸到谷底, 导致干流一度被塞成湖, 故局部河段见河湖相沉积。全新世雅鲁藏布江流域气候变暖,半湿润, 发育成现代雅鲁藏布江流域地貌。

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Response of Fluvial Landform of the Gyaca Sector of the Yarlung Zangbo River to Tectonic Movement and Climate

ZHU Song1), ZHAO Xi-tao2), WU Zhen-han1)
1)Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing, 100037;2)Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, 100029

Field investigations of the geomorphology of river valleys and tectonics in Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River in Tibet show that the sector is characterized by a parallel type drainage pattern and narrow and wide valleys. The sector has undergone a tectonic evolution from collision through compression to extension, thus forming such tectonic deformation styles as folds-thrusts, strike-slip shear, rheological shear, normal faults and grabens. The geomorphology of river valleys in Gyaca sector has been controlled by tectonic movement and climate. The drainage system in Gyaca sector of the Yarlung Zangbo River has been formed by headward erosion along faults of different characteristics generated by tectonic movement and climate variation since Pliocene at least.

Yarlung Zangbo River; Gyaca; fluvial geomorphology; tectonic movement

P931.1; P343.1

A

10.3975/cagsb.2011.03.10

本文由国家专项“深部探测技术与实验研究专项”(编号: Sinoprobe-02)和科技部重点国际合作项目“青藏高原深部探测在矿产资源评价中的应用研究”(编号: 2006DFB21330)联合资助。

2011-03-18; 改回日期: 2011-04-15。责任编辑: 魏乐军。

祝嵩, 男, 1973年生。博士研究生。主要从事构造及第四纪地质研究。E-mail: zhuson@gmail.com。