隴中盆地及周邊地區主夷平面演化與高原隆升

馬振華， 彭廷江， 李小苗， 馮展濤， 郭本泓，李 孟，張 軍，宋春暉

（1.曲阜師范大學 地理與旅游學院，山東日照 276800；2.蘭州大學 資源環境學院 西部環境教育部重點實驗室，甘肅蘭州 730000；3.蘭州大學 地質科學與礦產資源學院，甘肅蘭州 730000）

0 引言

新生代以來青藏高原的隆升與擴展是全球最引人矚目的地質事件之一。印度板塊與歐亞板塊的碰撞，以及其后印度板塊向北的持續楔入對青藏高原的隆升，甚至整個亞洲大陸的地貌、構造格局乃至自然環境均產生了重大影響［1-5］。青藏高原的隆升過程一直是地學界的前沿課題和研究熱點。關于青藏高原隆升過程，學者們利用不同方法從不同角度進行了深入研究，并取得了大量研究成果，但仍存在較大分歧［1，6-9］。在眾多的高原隆升證據中，夷平面作為地貌長期發育的終極地形，具有分布范圍廣、高度相對穩定的特征，被認為是探討高原隆升時間和幅度的可靠證據［10-15］。因此，圍繞夷平面的發育與解體進行區域地貌演化研究，對于揭示青藏高原隆升的時空演化規律具有重要意義。

隴中盆地位于青藏高原東北緣，是高原向北東方向擴展的最前緣部位（圖1）。其由西秦嶺、祁連山和六盤山所圍限，宏觀上表現為由一系列次級新生代盆地與伸入盆地內的基巖山脈構成的盆山地貌格局。馬銜山、達坂山等祁連山基巖山地將巨型隴中盆地分為西寧、蘭州、臨夏、天水等次級盆地。基巖山地發育有數級以夷平面為代表的層狀地貌面，而盆地內堆積了厚層連續的新生代沉積，它們共同記錄了青藏高原在東北緣地區的隆升擴展過程，是區域地貌演化和高原隆升研究的良好載體。

隴中盆地及周邊地區夷平面的專門論述，最早可以追溯到林文英先生1936年發表的《甘肅拉卜楞附近之地文》一文。1934年，林文英對夏河縣周邊地區層狀地貌面進行了詳細考察，依據夷平面和河流階地提出了“高原剝蝕期”、“草地期”等9個地文期［16］。此后，楊鐘健、黃汲清和王德基先生先后對達坂山東段的夷平面進行了研究［17-19］，但受當時研究手段的制約，研究內容限于地質地貌特征的定性描述，缺乏針對性的年代學研究。20世紀90年代以來，李吉均先生等依托青藏高原東北緣地區新生代盆地沉積序列對夷平面演化過程進行了探討，指出主夷平面的解體時間在3.6 Ma左右［20-21］。近來，通過對祁連山東段的馬銜山和達坂山主夷平面上覆沉積物進行定年，研究發現祁連山東段地區主夷平面的解體時間在8～6 Ma左右［14，22-23］。

然而，目前對隴中盆地及周邊地區主夷平面的直接年代學研究還僅限于祁連山東段個別夷平面，并且主夷平面開始發育的時間也不明確。整個區域內主夷平面的時空演化規律尚不清晰，夷平面的發育與解體在區域內是否同步需要更多的年代學證據。并且，針對區域內夷平面的定量研究，目前僅限于地貌形態的三維顯示、夷平面的提取等內容［24-25］，尤其缺乏關于主夷平面解體后隆升變形的定量分析。本文通過全面總結隴中盆地及周邊地區夷平面相關研究的大量前期成果，并結合最新年代學結果，探討了區域內主夷平面的時空演化規律；再利用古河道擬合等方法定量評估了區域內主夷平面的隆升變形量。這對于重建高原東北緣地貌演化與隆升過程，揭示青藏高原隆升的時空演化規律具有重要意義。

1 隴中盆地及周邊地區夷平面

學者普遍認為隴中盆地及周邊地區主要發育了兩級夷平面，其中高夷平面命名為山頂面，另一級較低的更廣闊的夷平面稱之為主夷平面［21，26］。區域內典型夷平面主要保存在祁連山東段及延伸余脈的達坂山、馬銜山地區以及西秦嶺地區。

馬銜山地區較好的保存有兩級夷平面［圖2（a）、2（b）］。山頂面主要分布在馬銜山山頂地區，夷平了前震旦系馬銜山群的混合巖、片巖、片麻巖等，其上現今發育有凍脹草丘、融凍泥流等典型冰緣地貌。夷平面提取、統計分析表明山頂面現存面積約為6.4 km2，平均高程為3 559 m［25］。主夷平面以馬銜山西北部小水子一帶保存最為完好，馬銜山群和震旦系興隆山群組成的基巖面有明顯的波狀起伏，夷平面上普遍分布有厚度不等的風化殼，局部厚達3 m以上，夷平面提取、統計分析表明主夷平面面積約為15.5 km2，平均高程為2 771 m［25］。

達坂山主夷平面主要分布在達坂山東南緣，已被湟水、大通河及其支流切割為若干小的夷平面，在達坂山山體北側主要有大嶺夷平面、桌子山夷平面、老虎山夷平面、木壘掌夷平面、吐魯坪夷平面、大吐魯坪夷平面等；南側主要有阿拉古夷平面、東坪夷平面等［圖2（c）］。夷平面夷平了前寒武紀變質巖、早古生代侵入巖、古生代至古近紀沉積巖等。由于大通河、湟水及其支流的切割作用，各夷平面與周邊地形以陡坡相接。夷平面高程由達坂山山脊的約3 500 m向兩側逐漸緩慢降低到約2 600 m［圖2（d）］。

圖2 馬銜山地區地質地貌概況及夷平面分布（a）；馬銜山夷平面立體圖（b）；達坂山東段地質地貌概況及夷平面分布（c）；達坂山東段夷平面高程剖面（d）（據文獻［27-28］修改）Fig.2 The geological and geomorphological characteristics and the distribution range of two planation surfaces of the Maxianshan Mountains（a）；The 3D map of the Maxianshan Mountains（b）；The geological and geomorphological characteristics and the distribution range of planation surfaces of the Dabanshan Mountains（c）；Topographic cross-section of the Dabanshan Mountains（d）（Modified from References［27-28］）

西秦嶺地區夷平面分布廣泛，且以洮河為界東西兩段地區夷平面各具鮮明特征。西秦嶺西段地區夷平面以美武高原地區最為典型，較好的保存有兩級夷平面（圖3）。山頂面主要分布在太子山山頂，海拔4 000～4 200 m，主要夷平了石炭紀、二疊紀地層以及三疊紀侵入巖。而主夷平面構成了美武高原的主體，海拔約3 500 m，夷平了石炭紀、二疊紀、古近紀地層以及三疊紀侵入巖。主夷平面地勢平坦，發育厚度不等的風化殼。大夏河和洮河支流分別從西東兩側向美武高原內部溯源侵蝕［圖3（c）］。在石炭系灰巖分布區發育有溶洞等喀斯特地貌。

圖3 西秦嶺西段地區地質地貌概況及夷平面分布（a）；美武高原夷平面野外照片（b，c）Fig.3 The geological and geomorphological characteristics and the distribution range of planation surfaces of the west section of Western Qinling Mountains（a）；Viewsof the Meiwu Plateau planation surfaces（b，c）

西秦嶺東段發育有兩級夷平面，分布廣泛且保存較好，主要分布在漳縣、岷縣、宕昌、武都一帶（圖4）。山頂面零星分布于海拔3 000 m以上的山頂地帶。主夷平面分布十分廣泛，海拔2 500～2 700 m，低于西秦嶺西段近1 000 m。主夷平面上峰叢、溶蝕洼地、溶洞等喀斯特地貌十分發育。該地區的喀斯特地貌組合具有典型的熱帶、亞熱帶喀斯特地貌特征，其發育條件明顯區別于當今環境，是典型的古喀斯特地貌殘留［29］。此外，部分主夷平面上覆新生代火山巖（圖4）。

圖4 西秦嶺東段地區地質地貌概況及夷平面分布（火山巖數字標注為其年代，年代上標為其參考文獻）（a）；漳縣附近主夷平面野外照片（b）；龍家溝紅層（c）；牛頂山火山錐（d）Fig.4 The geological and geomorphological characteristics and the distribution range of planation surfaces of the east section of Western Qinling Mountains（The number near the volcanic rock represent the rock age and references）（a）；View of the main planation surface near Zhangxian（b）；View of the deposits of the Longjiagou section（c）；View of the Niudingshan volcanic cone（d）

2 主夷平面的年代

2.1 祁連山東段主夷平面年代

達坂山和馬銜山地區的主夷平面以上覆厚層風成沉積物為特征（圖5）。馬銜山主夷平面上普遍發育有厚度不等的風化殼。基巖或風化殼上覆紅黏土，其產狀基本水平或隨基巖呈波狀起伏，其中小水子村附近沉積最厚，可達40 m左右。小水子紅黏土剖面上段產出大量小哺乳動物化石，經鑒定其時代為上新世早期［23］。結合化石年代，馬銜山主夷平面上的小水子和上窯灘鉆孔高分辨率的系統古地磁測試結果顯示，小水子剖面紅黏土的沉積開始于約6.9 Ma，上窯灘剖面紅黏土的沉積開始于約6.4 Ma［23］［圖6（a）］。

圖5 馬銜山地區主夷平面及上覆紅黏土（a，b）；達坂山地區主夷平面及上覆紅黏土（c，d）Fig.5 Views of the Maxianshan main planation surface and red clay covered on the planation surface（a，b）；Views of the Dabanshan main planation surface and red clay covered on the planation surface（c，d）

達坂山夷平面上普遍發育厚層風化殼，花崗巖風化殼厚度1～3 m，石英巖風化殼可厚達約10 m。風化殼之上普遍發育晚新生代沉積物，達坂山邊緣地區夷平面上覆地層下部為河湖相沉積物，上部為紅黏土和黃土，而達坂山內部地區紅黏土或黃土直接覆于夷平面之上。其中在阿拉古夷平面的永進村以及東坪夷平面的蘆花村附近新生代沉積物最厚，均可達40 m。永進和蘆花紅黏土剖面上段均產出大量小哺乳動物化石，經鑒定其時代分別為晚中新世至早上新世和早上新世［14］。結合化石年代，永進和蘆花鉆孔高分辨率的系統古地磁測試結果顯示，永進剖面紅黏土的沉積開始于約6.7 Ma，蘆花剖面紅黏土的沉積開始于約6.4 Ma［14］［圖6（b）］。

圖6 馬銜山主夷平面（a）和達坂山主夷平面（b）上覆紅黏土剖面巖性柱及磁性地層序列（黑色條帶代表的正極性事件，白色條帶代表的負極性事件）（據文獻［14，23］修改）Fig.6 Lithology and magnetostratigraphy for the red clay borehole core on the Maxianshan main planation surface（a）and Dabanshan main planation surface（b）（Black represents the normal polarity and white represents the reversed polarity）（Modified from References［14，23］）

根據年界法原理，地貌面的形成解體時代早于其上覆地層。因此，馬銜山主夷平面和達坂山主夷平面的最終形成年代，即夷平面解體的時間分別在約6.9 Ma和約6.7 Ma之前。

此外，野外考察發現，馬銜山地區的山間盆地內保存有厚約170 m新生代沉積物［圖2（a）］。地層巖性以紅色粉砂質泥巖為主，局部含砂巖層及細礫巖，地層近水平，不整合于白堊紀砂礫巖之上［圖7（a）］。我們在石頭溝剖面該套地層的中部層位發現了大量的小哺乳動物化石，初步鑒定為奇蹄目、反芻類、食蟲目有刺形類、兔形目、嚙齒目等，其時代約為晚漸新世。而來自盆地內該套新生代地層的物源研究結果顯示，其碎屑鋯石U-Pb年齡以200～300 Ma和400～500 Ma為主，只有少量800～1 000 Ma的鋯石顆粒［30］，明顯區別于馬銜山地區的前寒武紀變質基底鋯石年齡，指示其物源并非來自兩側的馬銜山和興隆山，而主要來自于西秦嶺地區。該結果表明，直到漸新世末期，馬銜山地區的山間盆地內仍未大量沉積來自馬銜山的物質，說明馬銜山在晚漸新世之前尚未隆起遭受剝蝕。馬銜山地區山頂面尚未解體，即馬銜山地區主夷平面的剝蝕夷平始于晚漸新世之后。綜上所述，祁連山東段主夷平面自晚漸新世之后開始發育，并于6.7 Ma之前解體。

圖7 馬銜山石頭溝剖面巖性柱及野外照片［剖面位置見圖2（a）］（a）；美武高原合作東剖面巖性柱及野外照片［剖面位置見圖3（a）］（b）Fig.7 Lithology and viewsof the Shitougou section in Maxianshan Mountains［the location is shown in Fig.2（a）］（a）；Lithology and views of the Eastern Hezuo section in Meiwu Plateau［the location isshown in Fig.3（a）］（b）

2.2 西秦嶺西段主夷平面年代

西秦嶺西段的美武高原夷平面［圖3（a）］是隴中盆地及周邊地區保存最為完好的一處。夷平面夷平的石炭紀地層為灰白色巨厚層塊狀灰巖，夷平面解體后河流下切過程中發育了一系列層狀水平溶洞，如崗岔溶洞就是典型代表［圖8（a）］。崗岔溶洞為一單通道廊道式水平溶洞，發育于石炭系灰白色灰巖中，洞口海拔約3 450 m，洞深約20 m，洞底近水平，洞內發育石筍、石幔等次生碳酸鹽沉積物。崗岔洞穴內較為發育的次生碳酸鹽沉積物為溶洞的定年工作提供了良好的條件。我們采集了多個次生碳酸鹽樣品用以測年工作，樣品采自崗岔溶洞洞口外側巖壁上的流石［圖8（c）和（d）］。樣品由純凈方解石晶體構成，質地致密，無明顯重結晶、溶蝕等現象［圖8（e）］。

為獲得樣品年齡課題組同墨爾本大學Jon Woodhead教授進行了合作，獲得了初步結果。首先利用U-Th法對其進行了測年嘗試，結果顯示流石樣品年齡已超出U-Th法測年的上限［31］，表明年齡老于0.6 Ma。而U-Pb測年技術可將次生碳酸鹽沉積的測年范圍擴展到數千萬年甚至古生代，已成功應用于世界多個洞穴沉積物的定年［32-34］。因此，本文采用了U-Pb測年方法對樣品進行測試（樣品測試流程、數據處理詳見文獻［32］）。結果顯示流石最老年代為約3.2 Ma［圖8（f）］。樣品測試數據如表1所示，由于樣品中Pb元素含量相對較高，導致年齡結果誤差較大（2σ=1.7 Ma）。

表1 樣品U和Pb元素測量結果Table 1 U and Pb data for the sample considered in this study

崗岔溶洞外流石應為溶洞形成以后，洞壁裂隙中流出的滲流水沿壁流動而形成。此后，隨著河流下切，河谷拓寬，溶洞外側垮塌而導致流石暴露于洞口之外。因此，流石的年齡限制了溶洞發育的最小年齡，即崗岔溶洞形成于約3.2 Ma之前。一般認為水平溶洞的發育受控于局地侵蝕基準面，即溶洞附近的河谷［35-37］。隨著夷平面的隆升解體，河流不斷下切，假設美武高原地區自主夷平面解體以來，河流的下切速率保持一致，則利用崗岔溶洞的高程與年齡即可推測夷平面的解體年代。崗岔溶洞現今高程約3 450 m，其上夷平面高程約3 620 m，河谷高程約3 280 m［圖8（b）］，據此推算，美武高原主夷平面的解體年代約為6.4 Ma。

圖8 崗岔溶洞位置（a）；崗岔溶洞所在河谷地形剖面圖［剖面位置如圖3（a）中a—b所示］（b）；流石樣品采集位置（c）；崗岔溶洞洞口流石（d）；5號流石樣品（e）；流石U-Pb測年結果（f）Fig.8 The location of Gangchacave（a）；Topographic cross-section across the cave（thelocation of theprofile a—b is shown in Fig.3a）（b）；The location of flowstone used for U-Pb dating（c）；Flowstones outside the Gangcha cave（d）；Cross sections of flowstone No.5（e）；U-Pb isochrons and calculated age estimates（f）

此外，野外考察發現，美武高原主夷平面夷平的最新地層為一套新生代紅色地層。在高原西側的合作盆地，該套地層厚約150 m，底部為褐紅色砂礫巖，向上粒度逐漸變細過渡為褐紅色粉砂質泥巖夾灰綠色泥巖條帶，其中合作城東一剖面出露較好，剖面厚約40 m［圖7（b）］。2019年我們在合作東剖面的中上部層位中發現了大量的犀牛、屬兔等哺乳動物化石，經鑒定其時代應屬于晚漸新世-早中新世，這也是首次在合作盆地新生代紅層中發現哺乳動物化石。因此，美武高原主夷平面夷平的最新地層為晚漸新世-早中新世，即美武高原主夷平面的剝蝕夷平始于晚漸新世-早中新世。綜上所述，西秦嶺西段主夷平面自晚漸新世-早中新世之后開始發育，并于6.4 Ma左右開始解體。

2.3 西秦嶺東段主夷平面年代

西秦嶺東段主夷平面以喀斯特地貌發育及廣泛上覆新生代火山巖為特征，并且夷平面內的龍家溝盆地新生代地層中出產了大量的哺乳動物化石［38］。詳細的已有火山巖年代［39-40］以及龍家溝三趾馬動物群的研究為夷平面的年代限定提供了豐富的材料與數據（圖4）。

禮縣西部及宕昌東部多處火山巖體尚保存有完整錐型火山外貌，如禮縣唐王村南部的牛頂山，為一保存完整的海拔約3 000 m的火山錐，頂部尚存一凹狀火山口，高于周邊夷平面200 m左右［圖4（d）］。完整的錐型火山形態、高于夷平面的高程說明這些火山巖體出現在夷平面形成之后。年代學研究顯示，該區域的火山巖年代多集中在8.7～7.1 Ma［39-40］［圖4（a）］。西秦嶺東段在晚中新世發生的大規模火山活動，指示了強烈的構造活動，說明區域內主夷平面的解體應該發生在8.7～7.1 Ma左右。

位于武都北的龍家溝盆地為一面積僅約10 km2的小型山間盆地［圖4（a）］。盆地四周為保存完好的巖溶夷平面，基巖為石炭系、二疊系厚層灰巖。盆地內為侏羅系、白堊系及新近紀紅層，各層及基底巖層之間均呈不整合接觸，新生代紅層厚度在20～340 m之間，上部為磚紅色或紫紅色砂質泥巖，局部夾淡綠色或灰綠色泥灰巖及薄層鈣質細粉砂，泥巖多呈塊狀，含鈣結核；下部以砂、砂礫巖為主［38］。龍家溝盆地是我國一處重要的三趾馬動物群化石產地，含化石層位位于上部巖性段，龍家溝動物群成員絕大多數都是中新世保德階的典型分子，并且出現了一些時代較晚類型，因此其時代可能處于保德階較晚階段［38］，動物組合特征同陜西府谷老高川的廟梁動物群類似，古地磁年代約為6.0 Ma［41］。龍家溝盆地為一小型山間盆地，化石層位巖性以較細的泥巖為主［圖4（c）］，指示了此時周邊夷平面尚未解體。因為如果夷平面解體抬升，盆地會被破壞解體而結束沉積，或者沉積粗粒近源沉積。據此推測該區域夷平面的解體時間應在6 Ma之后。綜上所述，西秦嶺東段主夷平面的解體發生在晚中新世8～6 Ma左右。

3 晚中新世以來主夷平面的隆升定量分析

河流是塑造地表形態最重要的營力之一，在夷平面的形成與解體過程中均發揮著重要作用。經過漫長的“削高填低”，夷平面與盆地面趨于統一，此時河道剖面趨于均衡。如果河道相對侵蝕基準面發生差異構造隆升，會導致河流的下切，均衡狀態打破，裂點隨即形成于河口，并隨時間推移不斷溯源侵蝕。假設河道基巖隆升速率空間均勻，則河道高程的改變僅來源于裂點侵蝕。而假設基巖河道水力侵蝕速率與河道坡度呈線性關系時（即n=1），每一次構造活動產生的裂點都可以保存。夷平面解體抬升，隨之形成第一個裂點，裂點隨后溯源侵蝕進入夷平面內部，因此夷平面之下第一個裂點以上應該為夷平面解體之前殘存均衡古河道。根據該殘存河道的形態特征即可重建其下游河道縱剖面，將不同時期同一位置河道高程進行對比即可定量分析夷平面的相對隆升量［42-44］。

對于基巖河道中某一點的高程隨時間的變化可以表示為河道抬升速率與河道下切速率的函數［45-46］：

式中：U為抬升速率；A為上游流域面積；S為河道比降；m，n為正常數。當河道處于均衡狀態，即河道高程不隨時間變化時，此時dz/dt=0，那么：

即：

該理論推導公式同大量實際觀察得到的結果一致，即河道比降是上游流域面積的冪函數［47-48］：

式中：ks是河道陡峭系數；θ是河道下凹度。因此河道縱剖面特征主要由ks和θ兩個參數決定。

而ks和θ兩個參數值，可以通過積分法獲得。在均衡狀態下，方程1可以表示為［49］：

并且

式中：x是距河口水平距離；xb是下游終點處高程；x'是個虛擬變量；A0是參考流域面積（本文中我們取A0=1 m2）。

由公式5可知χ-h圖中的斜率值即ks。由公式6可知即使m/n（θ）值微小的變化也能直接對χ值高低產生很大影響，進而影響χ-h的斜率，即河道陡峭系數ks，因此必須先求得最佳θ值。對于單一流域，可以在區間0到1上取一系列θ值（本文以0.01為間隔共取100個不同值），計算裂點以上不同θ值下的χ值，繪制χ-h圖，并計算線性擬合的相關系數，取最大相關系數對應的凹度值作為最佳參考凹度［49］。利用獲得的ks和θ值重建裂點以下河道剖面。

本文選擇主夷平面保存最為完好的美武高原地區的河流為研究對象進行古河道擬合研究，其中選取了4條大夏河支流，3條洮河支流［圖3（a）］。本文的溶洞年代學約束以及前人研究結果顯示：美武高原至中新世晚期（約8～6 Ma）已基本被夷平，其同緊鄰的臨夏盆地的晚中新世盆地面趨于統一，自美武高原流向臨夏盆地的河流趨于均衡狀態；在青藏運動序幕的作用下，美武高原自8～6 Ma開始整體隆升，河流出山口形成裂點并不斷溯源。χ-h圖可以直觀的展示裂點的分布，其斜率的轉折點就是裂點［49］。結果顯示，大夏河和洮河上游均存在明顯的兩個裂點［圖9（a）和（b）］，最接近夷平面的裂點為K1，更大的裂點為K2。關于K2，學者認為它們是現代大夏河在約1.7 Ma形成以后溯源侵蝕而成［43］。我們認為K1為美武高原夷平面解體后河流溯源而形成的，K1以上河段為夷平面解體之前殘存均衡古河道。因此，本文選擇K1以上河段的參數值擬合重建晚中新世殘存古河道，選擇K1至K2河段的參數值擬合重建早更新世殘存古河道，結果如［圖9（c）和（d）］所示。

圖9 大夏河、洮河典型支流χ-h圖（a，b）及擬合重建古河道（c，d）［支流位置如圖3（a）所示］Fig.9 Theχ-h plots（a，b）and present longitudinal profiles and paleolongitudinal profile reconstructions（c，d）of the Daxia River and Taohe River［The location of rivers are highlighted in Fig.3（a）］

通過比較不同時代古河道高程與現代河道高程差即可計算不同時段內河流的下切量，該下切量可以認為是山體相對于侵蝕基準面的大致隆升量［42-44］。研究發現，晚中新世古河道與現代河道的高差達1 400～1 600 m［圖9（c）和（d）］，指示美武高原主夷平面自晚中新世以來相對于臨夏盆地的隆升量為1 400～1 600 m左右。此外，重建的早更新世古河道與當今河道的高差為1 000 m左右，與晚中新世古河道高差在500 m左右［圖9（c）和（d）］，指示了美武高原在晚中新世至早更新世期間隆升了約500 m，早更新世以來隆升了約1 000 m。

4 討論

4.1 隴中盆地及周邊地區主夷平面的性質

自從William Morris Davis 1899年發表《地理循環》（The geographical cycle）一文，提出了“準平原”與“地理循環”理論［50］。在該理論的指導下，一般認為夷平面的形成指示了地貌演化進入到晚期階段，其高度接近海平面或者局部侵蝕基準面，而夷平面的解體則指示了強烈的構造隆升，作為指示陸地抬升的標志被廣泛應用于全球地貌演化研究中［10，12-14，21，23，37，51］。但是，近年來不斷有學者對夷平面形成機制的傳統認識提出挑戰，認為某些高海拔低起伏地貌面并不是先在低海拔位置形成，再被構造抬升起來的古地貌面，而是可形成于任意高度的多成因地貌面［52-55］。因此，有必要通過一系列的地質證據和形態學標準來判斷地貌面成因［56-58］。

首先，地質地貌證據表明隴中盆地及周邊地區的主夷平面上沒有發生大規模的冰川、冰緣作用。夷平面上普遍保存的晚新生代沉積物、厚層風化殼以及古喀斯特地貌表明，晚中新世以來夷平面上未遭受明顯的侵蝕作用，指示了夷平面不可能是因晚中新世以來的冰川、冰緣作用或者其他侵蝕作用而形成。而晚中新世之前，研究表明該地區的氣候更加濕熱［41，59-60］，年均溫甚至高于20℃［61］。因此，在晚中新世之前該地區也不可能發生大規模的冰川、冰緣作用。所以隴中盆地及周邊地區的主夷平面的形成應該與冰川、冰緣侵蝕作用無關。

Yang等［52］認為當河流上游發生襲奪，匯水面積減少，河流的侵蝕能力將明顯降低，如果該地區發生了持續的隆升，周邊不斷下切，而侵蝕能力相對較弱的上游地區，高程將相對增加，最終形成高海拔低起伏的地貌面［52，62］。在這種情況下，河流襲奪可以發生在任何高度，因此地貌面也可以形成于任意高度；這些地貌面被水系的分水嶺所圍限。為區別高海拔低起伏地貌面是被抬升的夷平面還是由于流域面積減少造成的侵蝕速率降低而形成的地貌面。Whipple等［57］提出了一系列的地貌形態標準，對于一個被抬升的夷平面來說，殘存夷平面應該大致分布在同一高度上（允許由于后期構造活動，造成高程有規律的變化）；夷平面主要保留在各個流域上游源頭地區。對于隴中盆地及周邊的地區的主夷平面來說，雖然各處主夷平面的現今高程具有顯著差異，但是在同一區域內其高程是穩定的，如馬銜山主夷平面高程穩定在2 600～2 800 m，美武高原主夷平面高程穩定在3 400～3 700 m。此外，各夷平面主要分布在各個流域的源頭且是跨流域的，如達坂山主夷平面主要分布在大通河和湟水各支流的源頭地區，美武高原主夷平面分布在洮河和大夏河各支流的源頭地區。因此，本文認為隴中盆地及周邊的地區的高海拔低起伏地貌面是被抬高的先存夷平面。

4.2 隴中盆地及周邊主夷平面的解體與高原隆升

基于“盆山耦合”原理，盆地為物質填充提供空間，山脈為沉積物提供物源，盆地與山脈之間的高差為沉積物搬運提供了動力和通道［63］。不僅盆地本身的形成、演化過程反映了高原的隆升和擴展歷史，而且盆地沉積物中也記錄了高原隆升、夷平面演化有關的構造和環境變遷信息。中新世期間，隴中盆地及周邊地區堆積了巨厚的連續的河湖相沉積物，沉積厚度可達千米［64-65］。并且物源研究結果顯示，其物質主要來自于西秦嶺以及東祁連地區［64-69］。因此，隴中盆地是其周邊的西秦嶺和東祁連地區主夷平面的局地侵蝕基準面，堆積了夷平面的相關沉積物，記錄了夷平面演化的相關信息。

研究顯示約8 Ma開始臨夏盆地發育了褶皺變形、生長地層并發生了顯著的順時針旋轉，臨夏盆地演化由前期的沖壓拗陷階段演化為沖斷褶皺階段［70–71］；西寧盆地在約8.6 Ma沉積環境由洪泛平原轉變成了辮狀河，并且在約6.3 Ma再次轉變成洪積扇，同時沉積物粒度不斷變粗，沉積速率也不斷增加［72］；武山盆地沉積環境6.5 Ma左右由前期的深湖-淺湖相轉變成了以沉積平原-沖積扇相，沉積物變粗，沉積速率由約130 m·Ma-1增至約400 m·Ma-1［73-74］；類似的沉積記錄同樣出現在天水盆地，7.1 Ma左右盆地沉積由前期的淺湖相“斑馬層”沉積轉變成洪泛平原和湖灘泥坪沉積，湖泊大范圍退縮［75］。這些沉積記錄都指示隴中盆地及周邊地區在8～6 Ma發生了廣泛的構造事件，周邊山體發生了明顯隆升。盆地沉積記錄同前述主夷平面晚中新世8～6 Ma左右解體的結論相匹配。

現今達坂山和馬銜山主夷平面高程為約2 800 m，自晚中新世以來相對于隴中盆地隆升了約800 m［27-28］；現今美武高原主夷平面平均高程約為3 500 m，但自晚中新世以來相對隴中盆地的隆升量達到了1 400～1 600 m。因此，隴中盆地周邊山體在晚中新世時期具有相對一致的高程，這表明整個隴中盆地及周邊地區在晚中新世應已形成了一個低起伏的統一地貌面。

此后，不同區域的夷平面發生同步、差異性隆升，逐步形成了現今的地形高差。并且，晚新生代以來的隆升量大部分來自于更新世以來。西秦嶺西段自晚中新世以來隆升了約1 500 m，其中晚中新世-早更新世隆升了約500 m，早更新世以來隆升了約1 000 m，早更新世以來的隆升速率數倍于前一階段。祁連山東段表現出了相同的隆升速率變化，阿拉古夷平面從約6.7 Ma開始被切割，但是此時下切速率較小，僅有約9 cm·ka-1；約1.4 Ma現代湟水出現以后，下切速率明顯增加，最高達到70 cm·ka-1以上［28］。隴中盆地及周邊地區在青藏運動序幕的作用下，夷平面發生了同期解體，此后在青藏運動、昆黃運動及共和運動作用下快速隆升，形成了現今的地貌格局。

5 結論

（1）隴中盆地及周邊地區的高海拔低起伏地貌面是被抬高的先存夷平面。

（2）隴中盆地及周邊地區不同區域主夷平面的發育與解體整體同步：晚漸新世之后開始發育，晚中新世8～6 Ma左右解體。祁連山東段的馬銜山主夷平面自晚漸新世開始發育，約6.9 Ma之前解體；祁連山東段的達坂山主夷平面約6.7 Ma之前解體；西秦嶺西段的美武高原主夷平面自晚漸新世開始發育，約6.4 Ma解體；西秦嶺東段的主夷平面8～6 Ma左右解體。

（3）美武高原主夷平面自晚中新世以來相對隴中盆地隆升了約1 400～1 600 m，且早更新世以來的隆升速率明顯大于晚中新世-早更新世時期。

本文所做工作是在李吉均先生直接指導下完成的，謹以此文，紀念恩師李吉均院士在地貌學方面的貢獻！

致謝：感謝古脊椎動物與古人類研究所張兆群研究員、王世騏研究員對哺乳動物化石的鑒定工作。感謝墨爾本大學Jon Woodhead教授在次生碳酸鹽沉積物測年方面做的工作。