横断山脉河谷自然环境特征（由流变性质和地表过程控制的造山带地形）

横断山脉河谷自然环境特征（由流变性质和地表过程控制的造山带地形）利用Bm数，量化研究造山带 图1 不同山地的Bm值（Wolf et al. 2022）类型2：Bm≈0.4-0.5，流量稳定，也由地壳强度控制。 类型3：Bm＜0.4，流量稳定，但由侵蚀控制。 研究发现：构造作用在喜马拉雅-青藏高原和中央安第斯占主导，而在台湾（可能是类型2），强烈的地表过程平衡了高汇聚速率的作用；在南新西兰阿尔卑斯（SANZ）（类型3），地表过程占主导。造山带的衰退由侵蚀效率决定，可分为两个不同的阶段（如图2a），每个阶段的相关时间尺度和均衡回弹特点不同。该研究提供了一个能够统一解释地表过程和岩石圈强度如何决定造山带的高度、形状和寿命的框架。

碰撞背景下的造山带演化由地壳增厚、地表抬升以及随后的构造沉寂和地壳均衡回弹环节组成。地壳加厚使碰撞造山带的地形抬高，地表过程（如河床基岩的侵蚀）使地形降低，从而抵消了构造活动对造山带的抬升作用，这两个过程同时也将气候与构造联系了起来（Whipple et al. 1999）。地球上有着大小、高低不同的造山带，究竟是什么因素控制着造山带的宽度、高度和持续时间？此外，一些活动造山带侵蚀率高，但是为何能维持长达几个百万年之久的高地形？这些问题一直令人费解。

碰撞造山带的端元类型主要包括：（1）高抬升速率和高侵蚀率的狭窄活动造山带，如台湾和新西兰南阿尔卑斯；（2）侵蚀率低，形成宽阔高原的活动造山带，如喜马拉雅-青藏高原和安第斯；（3）不活跃的造山带，地形衰退慢，能够维持数十至上百个百万年，如乌拉尔山和阿巴拉契亚山。在没有冰川的造山带，降雨和河流侵蚀控制着侵蚀率、剥蚀率和沉积率，暗示气候因素决定生长造山带的高度、宽度和地表起伏程度，由此推测可能是侵蚀率控制着造山带地貌的寿命。然而，另有研究显示在某些情况下，有限的地壳强度可能是限制造山带最大高度的因素。我们需要一个对构造变形的恰当表征，来研究侵蚀效率对造山带生长和衰退的影响，这个表征应当包含地壳均衡、岩石圈地幔俯冲、分立的断层和贴近地球性质的流变性。

挪威卑尔根大学地球科学系的Sebastian G. Wolf等，利用一个地表过程和地幔尺度构造的耦合模型，研究了造山带的生长和衰退。他们用不同的端元模式和新无量纲数Bm，量化了地表过程和构造如何控制了造山带的演化，并由此定义出三种类型的生长造山带，如图1所示。

类型1：Bm＞0.5，不稳定，由地壳强度控制。

类型2：Bm≈0.4-0.5，流量稳定，也由地壳强度控制。

类型3：Bm＜0.4，流量稳定，但由侵蚀控制。

研究发现：构造作用在喜马拉雅-青藏高原和中央安第斯占主导，而在台湾（可能是类型2），强烈的地表过程平衡了高汇聚速率的作用；在南新西兰阿尔卑斯（SANZ）（类型3），地表过程占主导。造山带的衰退由侵蚀效率决定，可分为两个不同的阶段（如图2a），每个阶段的相关时间尺度和均衡回弹特点不同。该研究提供了一个能够统一解释地表过程和岩石圈强度如何决定造山带的高度、形状和寿命的框架。

图1 不同山地的Bm值（Wolf et al. 2022）

利用Bm数，量化研究造山带

作者将Bm新定义为两个已经用于联系构造和地表过程的无量纲数之比。对于生长造山带，Bm由式（1）定义。其中，Ar将造山带地壳增厚所产生的浮力与造山带前陆地壳抗拒变形、造山带进一步变宽联系起来；抬升-侵蚀数 Ne决定侵蚀力和地表抬升之间的相对重要性。

Bm数为影响造山带生长的因素提供了一个简单独特的描述，将汇聚速度、地壳强度、地表过程效率和其他易测量的参数（如地壳厚度）联系起来。不同的模型有着不同的流域侵蚀率、板块运动速度和地壳强度，它们的Bm数也不同，但所有模型的Bm数都能拟合为一条曲线（图1a）。所以，若知道了活跃造山带的Bm值，则可以反算出未知的参数，如地壳强度和平均河流侵蚀力。

活跃造山带的Bm值

作者总结了决定不同类型造山带的主控因素，如图1a，在不稳定的类型1（喜马拉雅-青藏高原造山带），高汇聚速率的影响较高侵蚀率占主导；在相似的侵蚀率下，若汇聚速率很低则会形成类型3稳定状态的造山带，如SANZ。对于类型2，如台湾造山带，极高的侵蚀率占主导。由于台湾造山带的前陆盆地较弱，否则在高汇聚速率之下它也会发展为类型1造山带。不同造山带的不同Bm值说明地球上不同区域的地壳强度差距只在2到3之间。而全球板块汇聚速率和河流侵蚀力的差异可跨越更大的量级，并能决定造山带的类型。

造山带演化特点

综合考虑汇聚速率、地壳流变和地表过程之间的相互作用，可以将造山带演化分为4个阶段，如图2a。

第一阶段，造山带开始增长（高），直到增至最大高程（h_R）为止（类型1，2）或达到由侵蚀限制的稳定状态（类型3）。

第二阶段，对于高地表侵蚀率的类型2和类型3造山带，它以固定的宽度稳定增长；或者当地表侵蚀不能平衡掉构造抬升时，则以不稳定状态增长，导致类型1的造山带以固定的高度生长变宽。在侵蚀的情况作用下，造山带地形的衰退由侵蚀效率和均衡回弹控制。

第三阶段，展现出快速的地形衰退和短波地形的移除。

第四阶段，慢速、长期的地形衰退由地表过程速率和区域均衡回弹控制。

图2 不同类型造山带演化特点（Wolf et al. 2022）

研究结论认为，造山带地形演化是由汇聚速率、地表过程效率、地壳流变决定的。新的Bm数定义了3种造山带类型，解释了形成不同造山带的隐藏主控因素，并保证了贴近真实的地壳强度和平均河流侵蚀能力。在地壳强度限制的造山带（类型1 2），侵蚀效率可能控制着造山带的宽度而不是高度，造山带的高度又约束着生长造山带的流变性质。相反的是，在侵蚀率限制的类型3造山带中，高侵蚀率决定着造山带的高度，并最终形成构造独特，具备固定宽度的窄造山带。由于模型中侵蚀率不变，透过Bm数也能预测当汇聚结束时造山带衰退的时间尺度和速度，因为造山带的寿命由侵蚀效率支配。比如，中安第斯就可能长久存在，很可能比喜马拉雅-青藏高原维持时间更长；而台湾可能在构造静息时期的几个百万年内就被夷平。

主要参考文献

Whipple K X Kirby E Brocklehurst S H. Geomorphic limits to climate-induced increases in topographic relief[J]. Nature 1999 401(6748): 39-43.

Wolf S G Huismans R S Braun J et al. Topography of mountain belts controlled by rheology and surface processes[J]. Nature 2022: 516–521.

撰稿：李顺至，田小波/岩石圈室

美编：陈菲菲

校对：万鹏