青藏高原隆升综合研究

© 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 首都师范大学学报 (自然科学版) 第 25 卷 　专辑 2004 年 12 月 Journal of Capital Normal University (Natural Science Edition) Vol. 25 Dec. 　2004 青藏高原隆升综合研究 葛永刚1 ,2 　魏明建1 (11 首都师范大学资源环境与旅游学院 ,北京　100037 ;21 宝鸡文理学院地理科学与环境系 ,陕西 宝鸡　721007) 摘 要 　　从证据、机制及模型模拟三个方面的研究成果系统研究了青藏高原隆升的有关问 ,认为 :高原隆升具有多阶 段、多因素、不均速及整体隆升与局部隆升相叠合的特点 :青藏地区有稳定的冬季风存在时 (712 Ma BP) ,高原的整 体高度应该已经达到 2 000 m以上 ,在上新世末期高度已经达到 3 000 m 左右的高度 ;研究争论较多的 712Ma BP 前 后的气候突变事件 ,甄别全球变冷与高原隆升对气候变化的影响 ,是能否正确认识高原隆升过程的关键 ;高原隆升 的证据、机制研究还需要不断完善和充实 ,数值模拟和模型模拟对正确认识高原隆升研究意义重大 ,还需不断努力 和探索. 关键词 :青藏高原 ,隆升 , 证据 , 机制 , 模拟. 中图分类号 :P 542 收稿日期 :2004211210 　　青藏高原的隆升是地球历史上最重大的事件之 一 ,它对中国、整个亚洲以至全球的气候、环境变化 具有决定性的意义和影响 ,被誉为全球气候的驱动 机和放大器[1 ] ,同时又是地球动力学研究的最佳天 然实验室[2 ] ,长期以来是科学工作者研究的重要区 域. 然而由于科学家从各自不同的角度 ,探寻高原隆 升的证据、推算隆升的幅度、讨论隆升的机制、形式、 历史和影响 ,迄今为止 ,对青藏高原的隆升尚未取得 一致的认识. 文章试图从青藏高原隆升的证据、机制 和模型 (数值)模拟探讨高原隆升的有关问题. l 　青藏高原隆升的证据 青藏高原隆升研究是基于已有的地质、地貌、生 物、气候等四大类证据进行的. 由于各位学者采用的 研究方法和研究对象的不同 ,特别是对证据认识的 差异和不同 ,形成了对高原隆升的意见和观点的不 同 ,因此 ,从证据和研究方法方面讨论青藏高原的隆 升问题是必要的. 111 　地质证据 地质证据中包括断层活动、地层褶皱、火山与岩 浆活动、山麓相砾岩沉积和矿物放射性测年及其热 演化历史等[3 ] . 11111 　断层活动与地层褶皱等构造地质证据 青藏高原的隆升是构造运动引起的重大的地质 事件 ,断裂活动和褶皱变形作为构造运动的表现形 式 ,是研究青藏高原隆升的有力证据. 青藏高原自 45 Ma BP 板块碰撞以来 ,区域性挤 压一直是高原的控制因素 ,其上主要断裂多表现为 逆断层或逆冲断层 ,即表现为地壳的短缩和加厚隆 升. 因此 ,基于中新世以来青藏高原上的断裂活动由 原来的垂直错断为主变成水平走滑为主以及青藏高 原 ,特别是其南部地区山地上出现南北向的正断层 和地 堑 盆 地 , Mercier[4 ] 、Harrison[5 ] 、Morlner[6 ,7 ] 、 Coleman[8 ]等将断裂活动形式的转变和南北向正断 层的出现作为主要证据 ,认定青藏高原隆升完成的 时代为 8 Ma BP 和 14 Ma BP ,即该时刻青藏高原已 达到最高高度或现今的高度. 但是利用高原上南北向正断层和地堑谷地出现 的时代来推断青藏高原达到最大高度的时代的理论 基础并不绝对坚实 ,有深入研究的必要[3 ] . 目前的研 究表明青藏高原隆升是整体隆升和局部隆升相叠合 形成的 ,整体性的断裂形式的转变并不表明高原上 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 完全停止了垂直错断 ,垂直错断还继续存在 ,隆升也 没有停止过 ,况且青藏高原南部南北向正断层的出 现并一定体现高原整体性的应力状况的改变 ,即藏 南局部并不一定体现整个高原整体 ,因此我们并不 认同青藏高原在 14 Ma BP 和 8 Ma BP 即以达到如今 的高度的观点. 11112 　火山等岩浆活动证据 火山活动与岩浆侵入体现了地壳与岩石圈热力 活动的状况 ,火山喷发大多受地质构造运动的制约 , 在一定程度上反映了构造活动的历史. 火山活动的 频率能够一般性地反映构造运动的状况 ,并不直接 指示地面的抬升 ,但可以作为青藏高原隆升的佐证. 火山熔岩通常覆盖各种古地形面 ,或者被各种古地 形面所切削 ,加之其遇冷迅速形成封闭体能够用放 射性方法 (铀系法、Ka2Ar 法、裂变径迹、TL 等) 进行 较精确的定年. 因此 ,火山熔岩在揭示青藏高原隆升 的时间、幅度的研究中值得采纳. 11113 　矿物同位素测年与热演化历史证据 进行不同阶段、不同矿物的同位素年龄及热演 化历史的研究 ,可以获得不同时段矿物的抬升速率 从而探讨高原的隆升过程甚至研究其隆升机制. 现在利用岩浆侵入体中的榍石、锆石、磷灰石、 黑云母等特征矿物的放射性同位素、裂变径迹测年 及其封闭温度来推断岩体的热演化历史和构造上升 速率是当前学术界的一个重要研究领域[3 ] . 丁林、钟 大赉等[9 ,10 ]系统研究青藏高原地区 ,特别是东喜马 拉雅地区矿物裂变径迹后指出高原经历过 3 次抬升 事件 (25～17 Ma BP、13～8 Ma BP、3 Ma BP 至今) . 王 彦斌等[11 ]根据喜玛拉雅山聂拉木地区花岗岩样品 的磷灰石的裂变径迹分析结果提出整个南喜玛拉雅 造山带在上新世 - 第四纪为快速抬升期. 张玉泉 等[12 ]通过对叶城 - 狮泉河剖面花岗岩中黑云母 40 Ar～39 Ar 法年龄研究 ,表明青藏高原西部从加里东 期到燕山晚期 ,隆起速度有增大的趋势 ,而且具脉动 性. 江万等[13 ]通过对青藏高原冈底斯花岗岩带中段 花岗闪长岩中不同矿物裂变径迹年龄研究表明 ,青 藏高原南部的隆升是分阶段的 ,从岩体就位到约 30 Ma 的缓慢隆升阶段 ,30 Ma～7 Ma 隆升速度加快 ,7 Ma 以来高原快速隆升 ;结合已有的相关研究成果认 为高原的隆升具有整体性、阶段性、加速性和区域的 不均衡性. 尽管对该方法的准确性、可靠性还存在不同看 法 ,但如果综合考虑相关证据 ,利用矿物的同位素年 龄及热演化历史研究青藏高原的隆升应该是可行且 可靠的 ,特别是对于揭示高原隆升的机制有很大的 帮助. 11114 　山麓砾岩沉积证据 山麓相砾岩作为一类常见的山前沉积 ,在诸多 影响其发育的因素中 ,沉积地区与其附近剥蚀区存 在比较明显的地形高差是其最基本的因素和必要条 件. 因此 ,山麓砾岩是推断其剥蚀源区地面高度变化 的一个很好的证据[3 ] . 王伴月等[14 ]研究了甘肃省党河流域砂砾岩层 , 从沉积速率方面证明了在中新世早期时 ,该地区仍 较平静 ,但到了中中新世的早期 (大约在 16 Ma) 时 , 其南侧的青藏高原已明显抬升 ,且越往后期越剧烈. 钟巍[15 ]等研究了临夏盆地新生代沉积特征 ,根据盆 地周缘的磨拉石沉积特点 ,指出高原在 513 MaB1P1、 312 MaB1P1、214 MaB1P1 和 116 MaB1P1 的发生的几 次强烈的构造运动对于其现代地貌格局与特征的形 成具有重要意义. 郑洪波等[16 ,17 ] 研究了叶城晚新生 代山前盆地的岩性及山前盆地的沉积相的变化特征 指出上新世西昆仑山已经开始有规模地隆升 ,并具 有相当的高度 ,晚上新世时 (～316 Ma) 昆仑山有强 烈的隆升. 宋春晖等[18 ]研究了高原东北部贵德盆地 新生代地层. 依据其沉积相组合和沉积演化 ,指出高 原三次隆升和两次夷平 ;强调 316 M a ±的隆升是新 生代构造运动的一个重要分水岭 ,此后构造活动速 度明显加速 ,地形高差显著增大 ;并指出隆升是一个 多阶段、不等速和非均变的复杂过程. 李勇等[19 ] 研 究了新生代龙门山前陆盆地和盐源盆地 ,以地层不 整合面和 ESR 测年资料为主要依据 ,将青藏高原东 缘新生代构造变形和隆升事件划分为 5 期 ,分别为 : 65～60 Ma 拉萨地体和喜玛拉雅地体拼合 ,50～40 M 印亚板块碰撞 a ,23～16 Ma 高原第一次隆升、417～ 116 Ma 高原第二次隆升、0165～0 Ma 高原第三次 隆升. 利用山麓砾岩沉积目前还只能定性的探讨高原 高度的变化 ,定量研究只有在现代山麓砾岩堆积过 程研究清楚以后 ,砾石沉积特点与地形高差、堆积地 点、气候条件等许多因素之间的具体关系得以确定 之后才能开展. 所以 ,加强山麓砾岩现代沉积过程的 研究对青藏高原隆升研究是必要的和有意义的. 112 　地貌证据 地貌证据包括夷平面、河流阶地、古岩溶等. 921专辑 葛永刚等 :青藏高原隆升综合研究 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 11211 　夷平面证据 夷平面是指由剥蚀和夷平作用所产生的 ,以截 面形式横切所有在年龄上先于它的地层和构造的一 种平缓地形[20 ] ,是地貌长期发展的终极产物 (准平 原或山麓剥蚀平原)经抬升破坏或埋藏的结果. 李吉 均等[3 ,21 ,22 ]认为夷平面的形成一般需要上千万年至 数亿年的构造相对稳定时期 ,以它为主的各种地貌 面的分布范围广泛 ,高度相对稳定 ,真正代表高原的 隆升 ,高原隆升研究的可靠根据. 潘保田等[22 ] 认为青藏高原及边缘山地普遍存 在两级不同时代夷平面 (山顶面、主夷平面) 和一级 剥蚀面 ,山顶面形成于渐新世至中新世早期 ;主夷平 面是以双层水平面或山麓剥蚀平原形式发育的 ,大 致形成于 20～316 M a B1P1 期间 ,完成时的高度低 于 1 000 m ;剥蚀面形成于 316～117 M a B1P1 期间 , 许多学者支持他们的看法[18 ,23 ,24 ] . 但 Shockleton 等[25 ] 认为青藏高原上仅发育一级 夷平面. 杨逸畴等[26 ]认为高原上有山原面和盆地面 两级夷平面. 罗来兴等[27 ] 认为在川西滇北高原仅存 在一个统一的夷平面 ,现在的多级层状面是夷平面 后期变形、移位的结果. 王树基[28 ] 依据海拔高度变 化 ,将天山夷平面分为三级. 因此 ,对高原夷平面的 统一认识还有待进一步的研究 ,基于夷平面的高原 隆升的认识需要进一步的考证. 11212 　河流阶地和洪积台地证据 河流阶地和洪积台地是不同于夷平面的另一类 古地形面 ,是经常用于推断地面上升的地貌证据. 李 吉均、施雅风等[29 ,30 ] 系统研究了兰州以上黄河上游 地区河流阶地的特点和形成年龄并结合临夏盆地砾 岩沉积地层特点和夷平面及相关证据提出青藏高原 主要经历了三次大的隆升和剥蚀循环作用 ,最近的 一次开始于 314 Ma 前 ,之后经过三次强烈隆升 (A 幕、B 幕、C幕)高原面由这之前的 1 000 m 左右达到 了现在的高度 ,而且现在高原还在强烈隆升. 许多学 者[1 ,15 ,18 ,23 ,24 ,31 ]从不同角度支持上述观点. 11213 　古岩溶证据 古岩溶是湿热环境的指示证据 ,可用于恢复古 环境 ,推断高原面高程 ,又由于发育于洞穴的岩溶物 质多处于封闭环境 ,可以进行准确的测年 ,因此是高 原隆升研究很好的证据. 青藏高原目前所见岩溶地貌主要属于第三纪古 岩溶地下部分经经后期剥蚀而出露于地表 ,风化壳 红土和洞穴次生化学沉积等古岩溶相关沉积也多以 残留形态出露于已发生解体的高原主夷平面的南和 东南缘. 崔之久. 高全洲等[23 ,24 ,32 ]通过夷平面重建和 古岩溶裂变径迹的综合研究 ,支持青藏高原的三次 隆升和两次夷平的观点 ,进一步认为两次夷平的高 度不超过 500 m ,目前意义上的青藏高原起于 5 Ma B1P1 的最新一次隆升 ,早更新世时青藏高原达到 1 500 m ,017 Ma B1P1 又经过一次强烈的“昆黄运动” 达到 3 000 m. 113 　生物证据 不同的生物群落是适应不同的气候环境而存在 的 ,气候环境的变化会引起生物群落的相应变化 ,一 定的生物群落往往指示着特定的气候环境 ,因此利 用动物化石、植物大化石、孢粉化石及植物硅酸体可 以恢复和重建古气候和古环境 ,然后与相似的现代 环境进行对比研究 ,从而推断当时的高原面高度或 者可以直接以特征生物的现代种或相似种的垂直生 态幅来推断该地的高度. 徐仁[33 ] 研究了喜马拉雅山 希夏邦马峰北坡山脚下出露的野博康嘉勒地层中的 植物和孢粉化石 ,依据沉积后期冷杉和云杉等的出 现和增加指示的气候转凉趋势 ,以及高山栎及雪松 林的发育分布的气候条件 ,推测在上新世中晚期海 拔高程在 2 500 m ,此后喜马拉雅山上升了约 3 000 m.宋之琛[34 ]等根据藏北伦坡拉盆地早第三纪孢粉 组合研究 ,认为中始新世的山地海拔高度在 2 000 m 以下 ,到晚始新世～早渐新世形成亚高山 ,晚渐新世 时海拔为 2 800～3 600 (4 000) m. 李文漪[35 ]系统研究 了喜马拉雅山区南木林、希夏邦马、聂聂雄拉、吉隆 及札达盆地所发现的第三纪植物和孢粉化石 ,并参 照动物化石推测中新世晚期 7～6 MaBP 喜马拉雅山 的平均高度约在 2 500 m 上下 ,至 5 Ma 山区可能已 达 3 000 m 左右. 魏明建等[36 ] 以已有的高原地区植 物孢粉资料为依据 ,系统研究了青藏高原第三纪古 植被的演化 ,分区域分时段研究了高原面高程的变 化 ,认为高原是阶段性、持续上升的 ,其间不存在大 幅的降低过程 ;藏北高原比喜马拉雅山系隆升早 ,且 在整个第三纪都比喜马拉雅山高 ,到上新世的中、晚 期其高度已达海拔 3 000 m 以上 ,喜马拉雅山系成为 世界屋脊是第四纪以来的事. 生物的特定进化规律及群落特征可以用来进行 确定地层年代 ,从而为研究高原隆升过程提供时间 证明 ,尤其对较古老地层年代的确定具有重要意义. 如三趾马在地层中的出现指示了气候的转凉和干旱 化的出现 ,其时代为中新世中晚期到上新世早期 ,利 031 首都师范大学学报 (自然科学版) 2004 年 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 用其演化关系及生物群落特征可以确定地层年代的 早晚 ;伏平粉的出现指示地层年代为中新世到上新 世早期. 生物证据也存在不确定性 ,如局部小气候、纬 度、天文、火山等事件对生物群落的影响 ,研究中需 要注意剔除干扰因素. 目前的工作主要是定性研究 , 定量研究的开展还需要大量的基础工作要作. 114 　气候证据 气候证据包括了古气候变化 ,以及由于气候变 化而引起的古土壤、古风化壳演化. 11411 　古气候变化证据 青藏高原的隆升对东亚季风的形成和加强具有 决定性的意义和影响. Kutzbach[37 ] 、刘晓东等[38 ,39 ] 从 大气动力学、热力学及气候学的角度论证了青藏高 原隆起过程对大气的作用存在 2 000 m 的临界高度 , 超过这一高度大气环流发生改变导致高原上行星风 系控制的副热带气候逐渐转变为东亚季风性气候. 还证明 ,由于高原的热力作用和对西南季风的阻挡 造成高原北部的干旱 ,高原的隆升进一步加强了东 亚季风 ,特别是冬季风的加强尤为明显. 高分辨率的 黄土高原风尘序列研究揭示了东亚季风至少自 712 Ma 前开始建立[40 ] ,临夏盆地中新世晚期东乡柳树 组约在 712 Ma B1P1 ,动植物均由森林型突变为草原 型类群 ,反映了一次气候的巨变[41 ,42 ] ,同期的藏北多 格错仁红层孢粉组合反映可可西里地区为温带旱生 草原为主体的古植被面貌[43 ] ,中新世晚期高原干旱 趋势的逐渐加强 ,说明中新世晚期高原已经达到了 临界高度. 气候变化也可能受到海陆分布、大气成份变化. 突然事件等因素影响. 在研究中要注意排除这些因 素的干扰 ,才能准确描述高原的隆升过程. 目前有证 据证明 8 Ma 前南亚的变干与阿拉伯海上升流的加 强指示的印度季风的一次显著增强 ,可能是由于全 球性变冷引起的 ,所以认为青藏高原在那时达到或 超过了现在的高度[5 ,7 ,44 ] 是值得商榷的 ,甄别 8 Ma 及 712 Ma 前后气候变化的原因是正确认识高原隆 升的关键之一. 青藏高原隆升对亚洲乃至全球气候的影响是当 前学术界关注的热点问题 ,我们认为东亚季风的稳 定出现 ,应该指示高原面整体已达到了 2 000 m 左 右 ,定量反推高原本身的高度变化需要研究高原高 度与季风强度变化的关系. 11412 　气候变化引起的古土壤及古风化壳的演化 高原隆升引起的气候变化必然引起高原面上土 壤发育的变化 ,古土壤和古风化壳及风尘堆积是很 好的环境信息载体 ,可以恢复古气候和古环境. 与现 代相似土壤进行对比可推断该地层当时的高度 ,与 现今该地层的高度对比 ,就可以得到地层隆升的幅 度. 郭正堂等[45 ,46 ] ,姜文英等[47 ] 研究了西峰地区上 新世红黏土碳酸盐的碳同位素记录与青藏高原隆升 的关系 ,认为 414～410 Ma BP 西峰红土粒度和北太 平洋粉尘记录反映的亚洲干旱化程度加强的时期具 有高度一致性 ,其与青藏高原在此时期的强烈隆升 有关. 姚小峰等[48 ]研究了玉龙山东麓产自 015～017 Ma B1P1 3 000 m 高度的古土壤的发育条件 ,指出该 地区此段时间隆升幅度超过 800 m ;其古土壤有机质 碳同位素变化研究显示了相同的结果[49 ] . 黄成敏 等[50 ]系统分析了青藏高原自中新世以来古土壤 ,认 为中新世青藏高原仍处于剥蚀夷平时期 ,地面高度 低于 500 m ;上新世晚期海拔在 1 500 m 左右 ,早更新 世至今高原内部平均升高了约 2 000～2 200 m ;中更 新世高原内部以来上升了 1 400 m 左右 ,高原南缘和 东南缘抬高了约 1 000 m ;晚更新世以来 ,高原内部 隆升了约 1 000 m ,高原东北部和南缘上升了约 700 m ;全新世高原内部升高了 300～500 m. 但由于古土壤的多元发生、异源母质、发生特性 的多因素成因与分异、古土壤与现代土壤类型的可 比性与精准性等原因 ,使得此种方法具有一定的缺 陷 ,在研究中应该注意. 2 　青藏高原隆升的机制 青藏高原是冈瓦纳大陆和欧亚大陆长期相互作 用的结果 ,由 6 个地体 (喜马拉雅地体、拉萨地体、羌 塘地体、可可西里 - 巴颜喀喇地体、昆仑地体和塔里 木地体) 相继增生到亚洲大陆的一个后生组合[51 ] . 对高原形成的机制的研究开始于上世纪 20 年代 ,早 期的研究多侧重于古板块的分解、俯冲和碰撞[52 ] , 目前俯冲作用. 挤压作用、拆沉作用、对流作用得到 了广泛的认可 ,在各模式中体现的较多 ;底侵作用、 垮塌作用、垂向挤出作用也得到了很好论证 ,在许多 高原隆升机制研究中也得到了体现. 傅容珊等[53 ]以地壳短缩为基础 ,从地幔动力学 角度提出高原隆升的三阶段模式 (BCCM) ,认为高原 从 45 Ma 年前板块碰撞以来经过剥离隆升 - 挤压隆 升 - 对流隆升三个阶段达到目前的高度 ,并认为高 原的隆升是非稳性、多阶段、多机制驱动的结果. 滕 131专辑 葛永刚等 :青藏高原隆升综合研究 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 吉文等[54 ,55 ]研究高原整体隆升的物理 - 力学机制提 出的隆升、地壳短缩和增厚的动力学模式认为高原 整体隆升的主导因素是两大陆板块的碰撞、挤压和 长期“楔入”,并在其作用下导致一系列派生要素的 产生和相继作用 ;重力均衡作用和热作用对于高原 隆升和地壳短缩起到了重要作用 ,但却不是主导因 素 (动力源) . 李廷东等[56 ] 的“陆内汇聚 - 地壳分层 加厚 - 重力均衡调整”模式认为高原的隆升分为碰 撞俯冲隆升、汇聚挤压隆升、均衡调整隆升三个阶 段 ;高原隆升驱动力来自于压应力. 许志琴[57 ] 等提 出的“周缘内向的陆内俯冲及腹地地幔底辟”隆升机 制认为印度板块俯冲不是高原隆升的唯一驱动 ,高 原周缘克拉通作用及深部热驱动是高原隆升不可忽 视的地内因素. 孔祥儒等[58 ] 综合研究了西藏西部地 球物理剖面与岩石圈结构指出高原深部构造由具有 各自不同特性的多个块体组成 ,认为青藏高原的形 成是多阶段、多形式、多机制、多块体的地球动力学 构造演化的结果. 汤懋苍等[59 ] 的“宇地磁耦合假说” 认为高原隆升的动力源自地核磁流体的运动 ,它受 宇宙磁场的制约 ;且地磁极性强正向期对应着高原 的强隆升期 ,长反向期则伴随着高原的夷平期. Spencer 等[60 ]以大喜马拉雅 Kaghan 地区的构造样式 为研究对象提出的“垮塌褶皱模式”( Collapse Folding) 认为高原的隆升受热变底侵、重力均衡、培 塌拉伸、褶皱抬升等多种因素共同制约. 武红岭 等[61 ]通过研究高原形成过程和各地体岩石力学参 数 ,认为高原隆升受多种因素控制 ,其中各岩石圈层 材料力学性质的不均一性是基本控制因素之一. 钟 大赉等[9 ]以岩石的裂变径迹年龄为研究对象 ,提出 高原的隆升是一个多阶段、不等速和非均变的过程 ; 晚上新世以来高原的面貌是整体隆升与局部快速隆 升相叠合并至少是两中机制联合作用的结果. 尽管在具体问题上还存在着不同的看法 ,但高 原隆升的多阶段、多因素、非均变及整体隆升与局部 快速隆升相叠合的特点 ,得到了一致的认可. 探索高 原隆升的内部动力因素 ,找出高原隆升的源动力 ,成 为关注的重点 ,也是能否正确认识高原隆升的关键. 隆升机制和动力学的研究多数处于定性阶段 ,需要 地质、地貌、生物、气候等相关证据的进一步证实 ,深 入的定量研究和模型模拟研究则是学者们面临的 挑战. 3 　青藏高原隆升的模拟研究 傅容珊、黄建华等[62 ] 以高原隆升三阶段模式 (BCCM)为基本模型 ,以一梯形区域为边界框架 ,考 虑了与抬升过程相应的剥蚀过程及高原演化的后期 大约 8～10 Ma 时发生的对流搬离导致的隆升因素 , 对高原挤压隆升过程进行了数值模拟 ,结果显示模 型描述的青藏高原隆升演化过程和观测资料有较好 的吻合 ,同时显示高原下部岩石层的对流搬离可能 是最近 8～10 M a 以来高原整体隆升的主导机制. 李祖宁、傅容珊等[63 ] 在此基础上 ,以 BCCM 为 基本模型 ,修改了 England 和Mckenzie 的黏性薄层流 变模型中控制大陆形变的连续性方程 ,获得了青藏 高原隆升的数理方程 : Δ 2 u = - 3 Δ( Δ·u) + 2 1 - 1 n ÛE - 1 · ΔÛE ·Ûεu + ( Δ·u) ΔÛE + 2 ( Ar) ÛE 1- 1n s Δs , (1)9 s9 t = - Δ·( su) - αh′ρcρm - ρc , (2) d h′ d t = d h d t - αh′+ ρm - ρc ρc αh′+β( t) β( t) = 0 , 　t ≤32 Ma ; β( t) = β( t) , t ≥32 Ma. 　　(3) 　　式中ρc ,ρm 分别为地壳和地幔的密度 , s 地壳 厚度 ,L 为岩石层平均厚度 ,Ar 为 Argand 数 , n 为流 变率幂指数 ,·E 为应变率张量第二不变量 ,·ε为应 变率张量 , u 为速度水平分量 , h 为高原的实际高 度 ,α为剥蚀率系数 ,β( t) 为搬离隆升的速率 , h 为 纯挤压隆升的地形高度. 他们用有限差分法直接模 拟了高原隆升过程 ,数值模拟的结果与青藏高原的 地形高度、地壳厚度的分布形态和范围吻合较好 ,同 时也显示出高原隆升演化过程的非平稳性和多阶段 性 ,且高原的不同地域表现出不同的隆升演化过程 ; 同时还表明上地幔小尺度对流对岩石层底部的搬离 作用可能是最近 8 Ma 以来高原快速隆升的主导 机制. 董文杰、汤懋苍等[64 ]以“宇地磁耦合假说”为基 本模型 ,基于事实分析和理论假设 ,主要考虑高程对 侵蚀速率的影响以及地磁极性和星际氢原子浓度对 隆升速率的制约 ,建立了青藏高原高程随时间变化 的微分方程模型 ,计算了 45 Ma 以来青藏高原的高 程变迁 1 其计算模型为 : h = α βt + α β2 + h0 + α β2 + e - βt , ( t ∈ tu ) , h0 e - βt , ( t ∈ td ) . 231 首都师范大学学报 (自然科学版) 2004 年 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 　　其中有 : ht = 0 = h0 α = α0 ,c , ( t ∈ tu ) ,α0 = 91465 ×10- 3 (m4ΠMa2) , 010 ,( t ∈ td ) . β = β0 ( h < 2 000 m) , 1 2β0 ( h ≥2 000 m) ,β0 = 01382 (/ Ma) . 　　式中 h 为高原的高程 ,α为抬升速率随时间的 增长系数 ,β为待定系数 , C 为星际氢原子浓度 , tu 和 td 分别为地磁极性与现代地磁极性相同和相反 的时期 1 模拟结果表明 :青藏高原的高程变化包括 了多次隆升和夷平过程 ,其中主要的隆升期有 7 段 : 45～37 Ma、28～25 Ma、20～18 Ma、15～13 Ma、10～7 Ma、314～117 Ma 和 0173 Ma 至今 ;主要的夷平期有 6 段 :37～30 Ma、25～22 Ma、18～15 Ma、13～10 Ma、6～ 314 Ma 和 117～0173 Ma. 结果与钟大赉等利用东喜 马拉雅构造结裂变径迹年龄提出的实测模型有很好 的吻合[65 ] . 刘晓东等[66 ] 利用美国大气海洋研究中心 (COLA)的全球大气环流模式 ( GCM) ,以现代欧亚大 陆边界为准 ,其余边界条件与现代相同情况下 ,通过 现代地形高度的 100 %、90 %、80 %、70 %、60 %、 50 %、40 %、30 %、20 %、10 %和无地形条件进行了共 11 个数值实验 ,研究了东亚季风对青藏高原隆升的 敏感性. 结果显示东亚季风变化非常敏感的响应于 高原隆升 ,在高原隆升到现代高度的一半之前 ,东亚 大约 30°N 以北近地面地区冬夏反向意义下的季风 现象是不存在的 ; 只有在青藏高原存在 ,且超过 2 000 m ,东亚北方地区冬季才能盛行偏北风 ,且高 原隆升对东亚冬季风强度的影响远大于对夏季风的 影响. 陈隆勋等[67 ]采用改进过的 NCAR CCMI 动力气 候模式及通过古地理资料综合出的一个 40～50 Ma B1P1 下垫面情景 ,进行了海陆分布和 SST分布的由 古代到现代、青藏高原隆起初期、隆起到现代高度一 半和现代高度 5 个数值模拟试验. 结果显示 ,从古代 到现代 ,中国气候是变冷的且东部变湿西北部变干 ; 青藏高原的隆升是中国气候变冷的主要原因 ;青藏 高原从隆升初期到隆升到现在高度的一半时中国地 区的降水是增加的 ,继续隆升后降水反而减少 ,尤其 西北地区. 因此 ,西北地区干旱的出现在一定程度上 证明了青藏高原高原面已经达到2 000 m以上 ,此 后 ,随着高原隆升干旱程度加强. 利用质量平衡原理进行青藏高原古地形三维再 造研究 ,从而定量研究青藏高原造山运动和青藏高 原隆升 ,是研究青藏高原的又一方法 ,为青藏高原的 研究开创了一条新途径和新思路[68 ] . 这一研究工作 的开展需要数字化的系统的地层等厚图、地层剖面 图、大量精确的高原钻井资料或层序柱状图 ,以及相 关盆地的地理特征资料等基础资料及数字三维技术 (3S 技术、数字高程模型、三维表达技术、三维可视 化技术)的支持 ,而最为重要的是对高原隆升的正确 的一致的认识. 因此 ,利用质量平衡法进行青藏高原 三维古地形再造和定量模拟研究 ,还需要大量的基 础研究工作的支持. 4 　结　语 综合青藏高原隆升研究已有的证据、机制及模 型模拟和数值模拟的成果 ,我们认为 : ①尽管对高原隆升存在不同看法 ,但多阶段、多 因素、不均速及整体隆升与局部隆升相叠合的形式 , 已经取得了一致的认识 ,寻找高原隆升的源动力是 认识高原隆升过程的关键之一. ②综合植被、古土壤及东亚冬季风的稳定出现 等相关证据及模拟研究结果 ,我们认为在全球海陆 分布与现代相当 ,青藏地区有稳定的冬季风存在时 (712 Ma BP) ,青藏高原的整体高度应该已经达到 2 000 m 以上 ,在上新世末期高原的高度已经达到 3 000 m 左右的高度. ③青藏高原隆升的时间和过程还需要深入的研 究 ,目前甄别 712 Ma BP 前后气候突变事件的真正 原因 ,是能否正确认识高原隆升过程的关键. ④隆升的证据、机制研究还需要不断充实和完 善 ;数值模拟和模型模拟研究对正确认识高原隆升 意义重大 ,但仅仅是开始 ,还需要科学工作者的努力 及证据研究和机制研究的支持. 参 考 文 献 1 　潘保田 ,李吉均 ,朱俊杰等. 青藏高原. 全球气候变化的驱动机与放大器 Ⅱ青藏高原隆起的基本过程 ,兰州大学学报 (自然科学版) ,1995 ,31 (4) :160～167 331专辑 葛永刚等 :青藏高原隆升综合研究 © 1994-2010 China Academic Journal Electronic Publishing House. 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All rights reserved. http://www.cnki.net The Summarizing of Progresses in the Study of Qinghai2Xizang Plateau’s Uplift Ge Yonggang1 ,2 　Wei Mingjian2 (11College of Resource ,Environment & Tourism ,Capital Normal University ,Beijing 　100037 ; 21 Department of Geography & Environmental Engineering ,Baoji College of Arts & Science ,Baoji City ,Shaanxi 　721007) Abstract Based on productions in evidences , mechanisms and model simulation of Qinghai2Xizang’s uplift , the problems involved the uplift of Qinghai2Xizang plateau are studied. Synthetically researching shows that Qinghai2Xizang plateau’s uplift is multistage , multifactor , uniform velocity and the process of whole and regional uplift’s superposition ; the whole height of the plateau should be over 2 000 m when winter2monsoon had stably lied in the plateau (7. 2 Ma B. P. ) and had been about 3 000 m in the end of Pliocene ; researching climatic abrupt events from 7. 2 Ma B. P. and discerning the effect between global colding and the plateau’s uplift on climatic change are the key that understand the process of Qinghai2Xizang plateau’s uplift : evidences and mechanisms of Qinghai2Xizang plateau’s uplift need perfecting and enriching constantly , model simulation is very significant for the