新生代以来印度板块与欧亚板块之间的碰撞和持续汇聚挤压造就了青藏高原的高地形地貌，并对周边地区和全球范围的气候和环境产生了广泛而深远的影响(Ruddiman et al., 1989；施雅风等，1999；An et al., 2001)。青藏高原内部地势平坦，为高海拔、低起伏的内流区，而高原边缘大多十分陡峭且发育深切峡谷。青藏高原这种独特的地形地貌特征既是高原长期演化的结果，也是高原变形过程和深部动力学的外在表现，确定青藏高原何时以何种方式形成目前的地形地貌特征是解决高原动力学机制的关键(刘静等，2009)。对于这个世界上最年轻的陆-陆碰撞形成的高原，前人通过大量的古高程、年代学、沉积学等研究探讨了青藏高原的隆升时间和过程(Molnar et al., 1975；Tapponier，1986；李延栋等，1995；钟大赉等，1996；Clark et al., 2005；王国灿等，2010；林旭等，2017)，然而目前对青藏高原隆升时间和过程的认识仍然存在分歧。

河流水系的形成与演化记录了造山带和高原生长的丰富信息(Flint et al., 1974)。基岩河道在活动造山带广泛发育，对外界变化的感知十分敏感，气候因素、构造活动及基准面的变化都会导致河流状态及形态的改变，因而河流对外界气候变化和构造活动的感知都十分灵敏(Flint et al., 1974；Howard et al., 1983；Whipple et al., 1999)。在百万年的时间尺度上，大部分地貌标志会受到侵蚀、搬运等过程的改造而难以保存详细的地质信息，而河流系统在这一时间尺度的地貌演化过程中相对稳定，因此，通过DEM数据提取河流地貌参数可以获取区域上更长时间尺度的构造、气候等信息(Flint et al., 1974；Howard et al., 1983；Whipple et al., 1999)。自20世纪70年代，Flint(1974)与Howard(1983)提出河流水动力下切模型(stream-power river incision model)以来，河道高程剖面分析成为定量研究区域构造-气候-地表侵蚀相互作用的有效手段之一，在北加利福尼亚、阿尔卑斯山、青藏高原周缘等许多地区都获得了丰富的研究成果(Synder et al., 2000；Hallet et al., 2001；Kirby et al., 2003；Clark et al., 2004；Wobus et al., 2006)。

前人针对青藏高原周缘地区的河道剖面开展过不同程度的研究。例如，Brookfield(1998)对青藏高原南缘喜马拉雅山前的河流进行了简单的纵剖面分析，发现高原南缘的河流在高原内部河道梯度较低，而在流经高原边缘区域的深切河谷时梯度增大。Kirby(2003)对流经青藏高原东缘进入四川盆地的多条河流进行了纵剖面分析，发现河流在高原边缘陡峭度指数显著增大，而靠近高原内部陡峭度指数较低，在排除岩性、降水、流域面积等因素影响后，认为区域差异抬升是该地区河道形态的主控因素。已有研究更多地集中在对高原单个边界带上河流形态地貌特征的研究方面，而对于高原周缘不同边界带的河流形态相似性及差异性，河流形态与高原边界发育及演化之间的关系等，尚缺乏相对全面的对比研究。青藏高原北缘和东北缘边界陡峭，降水量较少，东南缘边界缓降，降水量相对充沛，南缘边界陡峭而降水非常大，且不同边缘高原抬升过程与河流发育历史也存在差异，因而针对北缘、东北缘、东南缘和南缘4个地质、地貌、气候环境等各有差异的区域开展对比性研究，对于全面认识构造和气候如何影响和控制河流水系发育，以及深入探索高原周缘河流形态与高原隆升的关系至关重要。基于此，本文选取青藏高原北缘西昆仑-阿尔金地区、东北缘祁连山地区、东南缘三江地区和南缘喜马拉雅地区等具有代表性的河流，通过开展河流地貌对比研究，分析不同高原边缘的河流形态异同性，并探讨河流发育与高原隆升过程的关系。研究结果可为深入理解青藏高原隆升模式和动力学机制提供约束。

青藏高原是世界上海拔最高的高原，平均4~5 km的高地形对应60~70 km的增厚地壳，是正常地壳厚度的2倍(Argand，1924)。前人对于青藏高原的隆升模式和动力学机制提出了多种理论和假说，其中2种代表性的端元模型为块体模型和连续变形模型。块体模型以“大陆逃逸”理论为代表(Tapponnier et al., 1982；2001)，认为青藏高原以沿大型断裂的走滑运动和刚性块体的横向滑移为主要方式，斜向俯冲的应变分解造就了巨型走滑断裂和地壳缩短，大陆块体沿这些走滑断裂向东挤出。连续变形模型认为，板块构造理论并不适用于大陆内部变形，青藏高原的隆升和变形以地壳的缩短和增厚为主要特征(England et al., 1982; Houseman et al., 1993; Molnar et al., 1993; England et al., 1997)。该理论认为，大陆岩石圈具有分层的力学性质，上部以脆性变形为主，下部以塑性流变为主，地块边界断裂只切割岩石圈的上部脆性层，下部的塑性流变驱动着上部的脆性地块相对运动，该模式更强调青藏高原陆壳南北向的强烈缩短、垂向增厚和均衡隆升，而走滑量和向东挤出规模均有限。

青藏高原北缘是典型的陡峭高原边界(A-A′，图 1-a)，沿高原边界自西向东依次发育昆仑山脉、阿尔金山脉，将高原内部与塔里木盆地、河西走廊分隔开，地形高差可达3000~5000 m(Liu et al., 2008)。该区域属于干旱—半干旱气候，降水来源主要为西风降水，降水稀少，年平均降水量为50~300 mm(图 1-c)，一般发育较短小的季节性河流，较著名的河流自西向东包括和田河、克里雅河和车尔臣河，这些河流多自高原向北流入塔克拉玛干沙漠。该地区新生代构造主要发育有阿尔金走滑断裂(图 1-d)，逆冲量相对较小(马钦忠等，2003)。北缘在渐新世由于受到印度板块向北汇聚的远程效应，开始脉冲式隆升，在上新世—第四纪强烈隆起(赵尚民等，2011)，西昆仑山前逆冲断作用的抬升作用明显，控制了区域河流地貌演化(王永等，2009)。

图 1

图 1 青藏高原DEM影像及地形剖面位置(a, DEM来源为SRTM数据，来源https://srtm.csi.cgiar.org/)；跨高原及其周边不同地貌边界带的地形剖面(b)、高原及周缘的主要水系网、河流裂点、降水量与分布(c, 数据来源：http://www.worldclim.org/version2)和青藏高原及周缘主要活动构造(d) (Tapponnier et al., 2001) Fig.1 DEM images and topographic profile locations of the Tibetan Plateau(a), topographic profiles across the plateau and its surrounding different geomorphic boundary zones(b), major water system networks, river rift points and precipitation and distribution on the plateau and its periphery(c) and the main active tectonics of the Tibetan plateau and its periphery(d)

青藏高原东北缘祁连造山带南侧为柴达木盆地，北侧为河西走廊，这里高原边界呈现陡降的特征。该地区气候条件与高原北部边缘类似，属于干旱—半干旱气候，年平均降水量为50~500 mm(图 1-c)，区内主要发育党河、疏勒河、北大河、黑河、大通河、湟水等，河流多由祁连山脉向西流入塔里木盆地、向北流入河西走廊、向东汇入黄河。区域内活动断裂主要包括阿尔金走滑断裂带、海原走滑断裂带和祁连山山前边界逆冲-褶皱变形带(图 1-d)，后者是控制祁连山隆升的主要边界构造。前人研究指出，青藏高原向北东及东部的快速隆升主要发生在距今约15 Ma以来(Lin et al., 2019；2022)。

青藏高原东南缘平均海拔从高原内部约4500 m渐变到云贵地区约1500 m，水平跨距约为1000 km，这种缓降的地形有利于东亚和南亚暖湿气流长驱直入到高原内部。气候以热带、亚热带季风气候为主，因此区域内降水充沛，年降水量可达1000 mm(图 1-c)，为众多大型河流水系的发育提供了空间和气候条件，自西向东发育怒江、澜沧江、金沙江等源头海拔最高、长度最大的河流水系(Fielding et al., 1994；Clark et al., 2000)。该地区水系的分布形态极其特殊，在平面上出现怒江、澜沧江和金沙江三江并流的奇特景观，3条大江在滇西北横断山脉纵谷地区并流数百千米，仅以数十千米间距近平行穿过高原的边缘。渐新世以来，青藏高原东南缘在向外扩展的过程中，逐渐由斜向碰撞转为剪切-拉张构造环境。第四纪以发育走滑断层和正断层为特征(Leloup et al., 1995；2001)，这在滇西北大理-丽江构造带和以鲜水河-小江断裂为代表的主要边界断裂上表现最显著(图 1-d)(吴中海等, 2015；唐渊等，2022)。

青藏高原南缘发育向南突出的弧形喜马拉雅山脉，对应喜马拉雅-青藏高原陆-陆碰撞造山带的构造边界带。喜马拉雅造山带的形成是印度板块与欧亚板块间在新生代期间强烈、持续陆陆汇聚碰撞的结果。在晚新生代，南侧边界以发育大规模的喜马拉雅主逆冲构造带为特征，北部边界以发育喀喇昆仑右旋走滑断裂带和近南北裂谷带为主(Molnar et al., 1975；Tapponier，1986)，东西长约2000 km的喜马拉雅山脉是南亚季风暖湿气流继续深入高原内部的地形障碍，因而这些暖湿气流一方面在山脉南坡爬升过程中形成降水，另一方面从藏东南深入喜马拉雅山脉背后以降雪和降水的形式补给河流，导致区内穿切喜马拉雅山脉的主要水系有阿润河、苏特莱杰河、西巴霞曲、雅鲁藏布江等。

在地貌演化过程中，构造变形、侵蚀基准面变化等过程通过改变河流势能、河道陡峭度等方式，改变水流功率、侵蚀应力大小，进而改变水系侵蚀搬运能力，调整河道纵剖面形态(Burbank et al., 1991)。基岩河道的纵剖面可以保存区域构造活动或侵蚀基准面变化等信号，记录河流的下切历史，而在研究基岩河道下切速率与河流地貌演化时，通常依赖于河流水动力下切模型。在河流水动力下切模型中，河道剖面上的任何一点的高程随时间变化率(δz/δt)为基岩抬升速率(U)与河流侵蚀速率(E)二者之差，即(Howard，1983)：

式中：A为流域面积；S为河道坡度；K为侵蚀系数；m为流域面积指数；n为河道坡度指数。侵蚀系数K表征河道受到侵蚀的难易程度，受到诸多因素的影响，包括岩石抗侵蚀性、沉积物荷载量、当地气候、侵蚀过程、水力学几何模式、河流达到有效侵蚀流量的重复周期等。

对于稳态河流，河道任意一点高程不变，即δz/δt=U-E=0，则上式可改写为

式中：k_s=(U/K)^1/n，为河道陡峭度指数；θ=m/n，为河道凹曲指数。大多数基岩河道的凹曲指数θ在0.3~0.7之间，除少数异常情况外，稳态河流的凹曲度与抬升速率、岩石类型和降水量相关性较小(Whipple et al., 1999)。

为避免分析过程中DEM数据产生噪点，采用Perron et al. (2013)提出的Chi-plot方法：

式中：χ(即Chi)是沿河道距离x的转换变量。以高程z为纵坐标，以χ为横坐标，即为Chi-plot。若河流未受到外部干扰，则河道剖面在图中为线性，斜率为k_s。为了比较不同凹度的流域盆地的河道陡度值，可以将θ值固定不变，采用归一化河道陡峭度指数(k _sn)。在本研究中θ取值为0.45，A₀取值为1(Wobus et al., 2006)，使得χ图的斜率与坡度-面积双对数图中的k _sn相同。

处于非平衡态向平衡态发育过程中的地貌为瞬时地貌，其中裂点是一种典型的瞬时地貌。对于构造或气候引起的裂点常表现为局部河道较河道其他位置陡峭度大，而这种河道变陡的扰动信号会随着河道下切逐步向上游迁移，这一过程被称为裂点的溯源侵蚀。在河道剖面上，裂点表现为一个非常明显的拐点。根据χ值积分法得到的k_sn值的纵向变化确定裂点位置，k_sn波峰附近代表河道纵剖面上最陡峭的河段，即裂点位置。并根据从剖面上获得的裂点位置确定其平面位置。

河流平面和纵剖面特征提取和分析的数字高程模型数据来自美国太空总署(NASA)和美国国家图像与测绘局(NIMA)与德国、意大利合作基于航天飞机雷达地形测绘任务(SRTM)获得的90 m和30 m分辨率数据，对于青藏高原北部边缘较短的河流，选取精度较高的30 m分辨率数据进行分析，对于东南缘较长的河流，使用90 m分辨率数据进行分析，不同分辨率的DEM数据对河流纵剖面总体特征提取的影响较小。本次研究通过基于Matlab的topotoolbox工具提取河流剖面并绘制Chi-plot(Schwanghart et al., 2014)。选取高原边界上具有代表性的河流进行分析。这些河流的主要选取标准在于其发育于高原内部并经高原边缘流出，且流量较大，其剖面能够在一定程度上反映高原边缘的演化历史。穿越高原不同边缘的河流虽然总体上垂直于高原边缘发育，但平面分布形态有很大的区别，总体分为2类，一类是河道有较大的拐弯，如东北缘的北大河；另一类是河道相对笔直，如北缘的喀拉米兰河。为尽量减小河流平面形态差异的影响，便于对比不同空间位置的河流剖面，将不同位置的河流剖面统一投影到一个垂直于高原边缘的剖面上进行对比分析。其中，区域地形起伏通过选取1 km半径的圆形窗口分析得到。

根据以上方法，针对青藏高原边缘4个不同地区获得的河流剖面特征分述如下。

(1) 青藏高原北缘：西昆仑—阿尔金地区

青藏高原北缘的河流自西向东分别为克里雅河、莫勒切河、喀拉米兰河、瓦石峡河和米兰河(图 2)，北缘河流(图 2—图 4)纵剖面投影分析结果显示：河流纵剖面呈现明显的阶梯型，河流陡峭度与区域地形起伏度存在明显的相关关系，河流在通过高原边界时陡峭度显著增加，而在高原边界两侧陡峭度显著降低，区域内河流陡峭度指数k_sn最大值在200~800之间，莫勒切河k_sn最大值可达800(图 3、图 4)。河流流经区域干旱，降水量小于150 mm/a，由高原外侧向内侧有增加趋势，高原外侧降水量约为30 mm/a，内侧可达100~150 mm/a(图 3、图 4)。该区域河流发育的主要裂点位于山-盆分界线附近，紧靠主要活动断裂带(图 2、图 4)。

图 2

图 2 青藏高原北缘地形起伏与主要河流空间分布 Fig.2 Relief and spatial distribution of major rivers on the northern margin of the Tibetan Plateau

图 3

图 3 青藏高原北缘主要河流纵剖面与Chi-plot Fig.3 Profiles and Chi-plots of major rivers on the northern margin of the Tibetan Plateau

图 4

图 4 青藏高原北缘主要河流投影纵剖面分析 Fig.4 Projected major river profiles on the northern margin of the Tibetan Plateau

(2) 青藏高原东北缘：祁连山地区

东北缘祁连山地区流经3条河流，包括疏勒河、北大河和黑河，河流纵剖面(图 5—图 7)分析结果显示：东北缘和北缘整体地貌相似，具有较窄的高原边缘带，但相对于北缘，河流剖面整体呈现较缓和的形态，河流同样在经过高原边缘时陡峭度显著增加，陡峭度与区域地形起伏度存在明显的相关关系，区域内河流陡峭度指数k_sn最大值在250~400之间，裂点位置大体位于高原边缘位置(图 5—图 7)。河流流经区域同样相对干旱，在高原外侧降水量约为100 mm/a，而在高原内侧降水量约为300 mm/a(图 5、图 7)。

图 5

图 5 青藏高原东北缘地形起伏与主要河流空间分布 Fig.5 Relief and spatial distribution of major rivers on the northeastern margin of the Tibetan Plateau

图 6

图 6 青藏高原东北缘主要河流纵剖面图 Fig.6 Profiles and Chi-plots of major rivers on the northeastern margin of the Tibetan Plateau

图 7

图 7 青藏高原东北缘主要河流纵剖面投影图 Fig.7 Projected major river profiles on the northeastern margin of the Tibetan Plateau

(3) 青藏高原东南缘：三江地区

青藏高原东南缘的澜沧江、怒江、金沙江(图 8—图 10)河流纵剖面分析结果显示：河流整体形态较为平缓，河流裂点同样与地形起伏最大区域一致，分布于河流经过的缓降的高原边缘，k_sn最大值分布于200~400之间(图 8—图 10)。区域内地形起伏在500~3000 m之间，沿剖面线总体变化平稳，河流流域内降水量较多，年平均降水量一般为500~2000 mm，与北缘与东北缘不同，降水量向高原内部呈递减趋势(图 8、图 10)。

图 8

图 8 青藏高原东南缘地形起伏与主要河流空间分布 Fig.8 Relief and spatial distribution of major rivers on the southeastern margin of the Tibetan Plateau

图 9

图 9 青藏高原东南缘主要河流纵剖面图 Fig.9 Profiles and Chi-plots of major rivers on the southeastern margin of the Tibetan Plateau

图 10

图 10 青藏高原东南缘主要河流纵剖面投影图 Fig.10 Projected major river profiles on the southeastern margin of the Tibetan Plateau

(4) 青藏高原南缘：喜马拉雅山中段

青藏高原南缘主要发育苏特莱杰河、阿润河、西巴霞曲和雅鲁藏布江，河流纵剖面显示：河流整体下凹但具有显著的分段特征(图 11、图 12)，裂点带区域靠近地形起伏最大区域，向高原内部略有偏移。区域内降水较多，年平均降水量为500~3000 mm，由高原南侧向内部整体递减(图 12)。

图 11

图 11 青藏高原南缘地形起伏与主要河流空间分布 Fig.11 Relief and spatial distribution of major rivers on the southern margin of the Tibetan Plateau

图 12

图 12 青藏高原南缘主要河流纵剖面投影图 Fig.12 Projected major river profiles on the southern margin of the Tibetan Plateau

综合看，流经青藏高原边缘的河流形态均具有分段性，表明处于非稳定状态，河流陡峭度与区域地形起伏之间存在明显的相关关系，河流陡峭度最大的河段均处于区域起伏度较高位置。河流流经高原边缘时陡峭度均有显著升高，而在高原边缘两侧陡峭度均较低，其中流经北缘、南缘的河流在边缘位置陡峭度增加最显著，而东北缘与东南缘河流则较平缓。研究区河流裂点都处于高原边缘区间，尤其是在北缘东北缘和南缘紧邻山-盆分界线，表明河流下切局限在高原边缘位置，裂点的溯源侵蚀较有限。

前人利用河流纵剖面研究北加利福尼亚、喜马拉雅山前等地区的构造-侵蚀时，通常假定地形地貌与基岩河道处于稳态，即任意一点的岩石隆升速率(U)与河流下切速率(E)达到平衡，这种状态下，便于根据河流开始快速下切的时限推测岩石隆升的起始时间(Synder et al., 2000；Wobus et al., 2006)。本次研究获得的青藏高原周缘河流纵剖面显示，青藏高原周缘的河流尚处于非稳定状态(图 3、图 4、图 6、图 7、图 9、图 10)，青藏高原北缘和南缘的河流形态呈明显的上凸或阶梯特征，东北缘和东南缘虽然较平缓，但同样表现出明显的分段性，表明这些河流受到构造作用等扰动，已经偏离了原有的稳定状态。因此，对于青藏高原这种大尺度的地形地貌，基于稳态假设利用河流下切时间限定岩石隆升的河流分析可能并不适用，尽管不排除稳态假设适用于高原局部地区或狭长造山带的局部构造活动分析。

从裂点位置分布看，青藏高原河流裂点均位于区域地形起伏较高地区(图 2—图 12)。对于青藏高原北缘、东北缘与南缘，地形起伏最大的区域与构造边界围限的高原边界一致，代表了最新构造活动的强隆升区(Clark et al., 2004)。在这些区域主河道裂点位于边界附近(图 2—图 7、图 11、图 12)，河流向高原内部的溯源侵蚀十分有限。相比而言，青藏高原东南缘的高原边界较模糊，从地形起伏分布看，雅砻逆冲断裂两侧是起伏度变化最明显的区域(图 8)，这与前人提出的古高原边界一致(Liu-Zeng et al., 2008)。由于东南缘在晚新生代以走滑断裂为主(Leloup et al., 1995;2001)，如果认为藏东南现今地形主要继承了之前的古高原地形，那么金沙江、澜沧江和怒江上裂点的形成很可能与雅砻逆冲断裂早期活动引起的区域隆升相关。如此表明，河流裂点位置可能已经向高原内侧溯源迁移约300 km(图 8)。

裂点的溯源迁移速率受构造活动、流域盆地面积及降水量的影响(Whittaker et al., 2012)，青藏高原干旱边缘的河流降水量较少，流域面积较小，河床侵蚀能力较弱，在高原开始隆升之后，河流下切的时限远远滞后于区域的岩石隆升时限，在这种情况下河流裂点位置与下切速率的影响因素不仅仅是先前的构造抬升，同样包括随后的季风降水等气候因素。例如，Craddock(2005)在共和盆地研究发现，黄河在高原边缘开始下切的时间约为1.8 Ma，远滞后于高原边缘抬升时间(14~8 Ma)，气候效应造成了本次河流的快速下切。因此，在河流源区记录的河流快速下切事件中，高原的抬升很可能并不是直接因素，河流快速下切的启动时间不能简单等同于区域的岩石隆升时限，需要考虑气候等其他可能因素在河流侵蚀中的作用。

降水量对不同边缘河道剖面形态的演化可能起到了重要作用，从现今地貌特征看，青藏高原东南缘具有更平缓的高原边缘和河流纵剖面。长时间的强降雨一方面使河流本身下切更快，另一方面也促使河流流域面积增加，形成了东南缘现今的大型河流水系，进一步促进了裂点的溯源迁移，裂点迁移速率相对其他边缘更快，使地貌逐渐形成了现今缓降的特征。对比青藏高原北缘和东北缘可以发现，尽管东北缘的降雨量仅是北缘的2~4倍，但是相比北缘，东北缘的河道剖面整体要平缓得多(图 5—图 7)，进一步说明降雨在河流演化中的重要性。而南缘降水量虽然可达1000~3000 mm，裂点的溯源侵蚀仍较局限，原因可能在于，相对于青藏高原东南缘这里的构造隆升十分强烈，虽然降水量较多，但其带来的河道下切量仍然不足以平衡构造隆升量。

研究认为，青藏高原内部延伸数千千米的低起伏面，是在高海拔形成的原位低起伏面，但在具体的形成机制上观点略有不同。Liu et al.(2008)认为，高原东南缘高海拔、低起伏和低坡度的残留高地面是从高原内部向外的延伸，截止于雅砻江逆冲带或金河-箐河逆冲带对应的地形相对陡变带，低起伏面是陆内盆地经过“削高填低”形成的非准平原面，形成于外流水系仍被阻隔、停留在高原边界附近的条件下，现代河流的溯源侵蚀袭夺了内流水系的东部地区，分布在藏东南的现今高原面正处于遭受强烈河流下切的侵蚀破坏阶段。Yang et al.(2015)提出，河流袭夺及分水岭迁移等地表过程也会形成区域上的低起伏面：河流袭夺和分水岭迁移造成的流域面积缩减和水流量的减少，会引起水动力和河流下切能力降低，使流域起伏度逐渐减小。但是Whipple et al.(2016)指出，通过流域面积减少形成的低起伏面具有“高程分布随机，周缘为高起伏地形及被分水岭围限”等特点，这与藏东南的高海拔低起伏面地貌特征不符。此外，Zhang et al.(2016)对力丘河流域的起伏面进行详细的低温热年代学及冰川分布研究，认为高原冰川的侵蚀作用可能在藏东南高海拔、低起伏地貌面的形成演化中同样扮演着非常重要的作用。目前青藏高原东南缘这些高海拔低起伏面的形成模式还没有统一定论，对这种地貌面的进一步认识和研究是探讨青藏高原东南缘的地貌演化及高原隆升过程等地质问题必不可少的。

综合高原不同边缘的河流剖面分析结果，发现青藏高原周缘主干河的裂点局限于高原边缘部位，即便东南缘降水量较多，裂点向高原内部的迁移也十分缓慢，这表明河流溯源侵蚀能力较弱，河流长期处于溯源侵蚀的非稳定状态，而高原边缘及高原内部地貌可能处于相对稳定的状态。结合已有的古高程研究，推断自始新世晚期高原边界形成以来，高原东南缘可能为广阔的内流区，由于高原外部河流溯源侵蚀较弱，因此高原内部的内流区得以长期保持，以内流区的侵蚀基准面为基础形成广阔的低起伏平面，随后的高原边缘河流的溯源侵蚀及河流袭夺过程使得原先的内流河变为了现今的外流河，并逐渐改变了高原边缘的地貌，使东南缘整体发育相对缓降的地貌特征。

(1) 青藏高原边缘主要河流裂点均位于区域地形起伏较高地区，河流流经高原边缘时陡峭度均有显著升高，而在高原边缘两侧陡峭度均较低。对于青藏高原北缘、东北缘和南缘，地形起伏最大的区域与构造边界围限的高原边界一致，代表了最新构造活动的强隆升区。在这些区域主河道裂点位于边界附近，河流向高原内部的溯源侵蚀十分有限。相较而言，青藏高原东南缘的高原边界较模糊，从地形起伏分布看，雅砻逆冲断裂两侧是起伏度变化最明显的区域，这与前人提出的古高原边界一致，裂点的形成可能与雅砻逆冲断裂上盘的早期隆升相关。

(2) 在青藏高原的北缘及东北缘，因河流侵蚀能力较为有限，因此河流下切的时限可能远滞后于区域的岩石隆升时限，决定现今河流启动快速下切的直接因素可能不是比其更早的区域构造抬升，后期的季风降水增强等气候因素可能起到了重要作用。而相比青藏高原北缘，东南缘河流整体形态较平缓，这可能与长期的降雨差异有关。青藏高原南缘的河流侵蚀能力虽然较强，但由于区域构造活动十分强烈，河流仍呈现出强烈的阶梯状特征。进一步推断认为，青藏高原东南缘的高海拔低起伏地貌面可能是在较平缓的内流水系作用下形成，在随后的河流袭夺等过程中演变为现今的外流河状态，因而可能属于古地貌残余。