地学前缘，2006，13（6）：118－130

葛肖虹^1，2，任收麦³，马立祥⁴，吴光大⁵，刘永江¹，袁四化¹

1. 吉林大学 地球科学学院

2. 中国地质大学（北京） 地球科学与资源学院

3. 国土资源部油气资源战略研究中心

4. 中国地质大学(武汉) 资源学院

5. 中国石油青海油田分公司勘探开发研究院,敦煌

 

摘  要：青藏高原隆升对中国西部环境变迁起着决定性影响。通过对柴达木、吐鲁番－哈密、塔里木的盆地演化及其与青藏高原隆升的耦合研究，作者以柴达木盆地为时空坐标，认为高原隆升可分为三大阶段：（1）古近纪期间青藏高原隆升仅限于冈底斯山一带。当时，受行星纬向气候带控制，中国西北地区为干旱亚热带草原和热带雨林环境，大面积准平原化、泛盆地化，在构造上处于伸展—夷平的拉张环境，与现今亚洲大陆东部相似；（2）青藏高原整体的初次隆升发生在中新世早－中期（23~11.7 Ma）。因青藏高原和大兴安岭的阻隔，古近纪的纬向气候带逐渐转变为中亚季候风，古黄土（22 Ma）、三趾马动物群的发育，说明高原北缘当时为干旱的荒漠草原环境。同时，这次隆升引起了中－晚中新世中国西部广袤地域古地形－构造面貌的变化；（3）形成现今高原面貌的末次快速隆升发生在0.9- 0.8 Ma。早更新世晚期，印度洋快速扩张，印度板块向中亚大陆脉冲式（A型）陆内俯冲，使得高原快速挤压隆升。这次隆升不仅使高原本身的环境骤变，出现第四纪以来最大的冰川，形成世界上最大的高寒草原，而且引起了全球气候的变化，促使北极圈冰盖的形成。同时，高原隆升使高原内部和周边出现了强烈的挤压构造变形，如柴达木、河西走廊、塔里木、吐鲁番－哈密、准噶尔等诸盆地内几万米厚度中－新生界的构造变形与昆仑山、祁连山、天山、阿尔泰山的挤出式双向推覆隆升，形成了中国西北的盆－山地貌。现今，随着青藏高原的持续隆升，高寒草原开始退化，造成我国西北地区大面积的荒漠化，成为制约我国西部生态环境的重要因素。

 

青藏高原隆升对于中国西部环境的变迁起了决定性影响，现今中国西部大陆构造格架，包括盆－山地貌的形成都和青藏高原隆升有着直接的因果关系。关于青藏高原隆升的期次与年代学研究，中外学者已经有了大量的成果^[1-4]，它们多半偏重于夷平面的生物－地层、磁性地层和裂变径迹的测年研究。20世纪70年代初青藏高原大规模地貌考察取得的重要成果之一，是确认了青藏高原存在两级夷平面^[5,6]，即现今海拔5500m以上的山顶面和4500m以上的主夷平面或称高原面。但是，两级夷平面形成的时间一直是所有研究青藏高原的中外地质学家都非常关注而又长期争议的问题。因为它牵涉到青藏高原隆升究竟划分几个大的阶段？高原何时初次隆升？又何时形成现今的高原面貌？解决这些问题单靠夷平面的年代学研究是不够的，应该更加注意新生代以来各种地质作用对于大环境综合效应的研究，建立新生代重大环境事件的年代序列。20世纪80年代以来，通过雅鲁藏布江蛇绿－混杂岩、放射虫硅质岩和喜马拉雅东、西构造结变形变质岩系同位素年代学的研究，认为始新世晚期（40-38 Ma）作为新特提斯洋残留洋盆关闭标志的雅鲁藏布江缝合带已经形成^[7-9]，印度板块与欧亚大陆板块的陆－陆碰撞已经开始，多数学者以此作为青藏高原初次隆升的时限，并认为由于受到印度板块自南而北的挤压，中国西部从此开始处于南北挤压的地球动力学环境，塔里木、吐鲁番－哈密、柴达木盆地分别被定位为新生代的压陷盆地、前陆盆地和走滑－前陆盆地^[10-12]。这种认识是否全面？需要通过中国西部生物、气候环境和盆地与青藏高原隆升的耦合研究来验证。作者通过近二十年来对柴达木、吐鲁番－哈密、塔里木的盆地演化及其与青藏高原隆升的耦合研究，认为古近纪期间作为整体的青藏高原并不存在，高原整体的初次隆升发生在中新世早－中期（23-11.7 Ma）。近年Aitchison 等在雅鲁藏布江缝合带冈底斯山前发现早中新世刚仁波齐砾岩中存在30 Ma的花岗岩砾石，提出把新特提斯洋在雅鲁藏布江封闭的时间推后近15 Ma，不是发生在过去认为的55-40 Ma^[7,9]，而是发生在30-25 Ma ^[13-15]，这也是对前述认识的一个挑战，说明印度板块与欧亚大陆板块真正全面陆－陆碰撞的时间还有值得进一步商榷的空间。显然，对青藏高原整体初次隆升时间的认识是一个十分重要的科学问题，因为它牵涉到对古近纪期间和中新世以后中国西部广袤领域地球动力学与气候、生态环境的认识，牵涉到这一时期中国西部诸多含油气盆地的成盆机制与动力学类型的定性。

至于形成现今高原面貌即主夷平面的末次隆升时间，不仅牵涉到全球气候变迁、我国西部干旱气候与大规模沙漠化形成的时间，还牵涉到中国西部构造变形与盆－山地貌形成的时间，又是一个关乎中国西部全局的重大科学问题。作者愿以近年来在柴达木盆地研究中所获得的新认识[1]与同行们切磋讨论上述科学问题。柴达木盆地作为青藏高原北部最大的高原盆地经历了高原隆升的全过程，高原的每次重大隆升和环境的变革事件，在盆地的沉积、构造上都有明显的反映和完整的记录，不像喜马拉雅、冈底斯山以及高原东南部等由于隆升剥蚀许多信息难以保存或由于海拔太高而难以发掘，从某种意义上说，柴达木盆地可以作为青藏高原隆升大阶段划分的最佳时空坐标。因此，本文根据柴达木盆地的构造演化将青藏高原隆升划分为以下三个大的阶段。

1 古近纪期间青藏高原未整体隆升，中国西部的沉积－构造面貌与气候、生态环境

晚侏罗世－早白垩世末，科瑞斯坦－拉萨微板块的碰撞拼贴，使古亚洲大陆西南隅的洋陆边界扩展到冈底斯山以南。当时，洋壳板块的俯冲使尼泊尔－冈底斯成为古亚洲大陆西南隅安底斯型的山弧。始新世早期（60～50 Ma）沿雅鲁藏布江缝合带的东、西构造结发生印度板块向古亚洲大陆板块A型陆内俯冲^[16,17]，当时缝合带的古纬度尚在赤道到北纬15°之间^[18]，根据李吉均等的认识，古近纪期间“高原隆升”仅限于藏南冈底斯一带，而且海拔高度在2000 m以下^[4]，冈底斯花岗岩、钙碱性火山岩带南部偏基性，中部偏酸性的分带性^[19]，以及斑岩铜矿的形成，标志了当时冈底斯山正处在从新特提斯洋壳俯冲的安底斯型山弧向碰撞山弧转化的构造环境^[20]。在冈底斯山弧的后缘出现了藏中－北盆地群，古－始新世时期，藏南、塔里木尚存海盆，和柴达木盆地、吐鲁番－哈密、准噶尔盆地基本上在近似同一高度上，从古近纪上述盆地岩石地层的相近，始新－渐新统皆以一套细碎屑砂泥质岩为主的沉积特征来看，至少柴达木、塔里木、吐鲁番－哈密和准噶尔当时是一个水域相通近似统一的泛盆地。古孢粉、介形虫等研究表明，古近纪期间上述盆地海拔不超过1000 m，甚至和中国东部的鄂尔多斯、江汉、苏北等盆地成为同纬度的泛盆地群^[21]。青藏高原古气候、古环境研究成果表明，古近纪期间在日土－改则－班戈－丁青以南的藏南地区为潮湿的热带雨林，当时应该是准平原，以北地区为干旱的副热带高压气候，形成山麓剥蚀平原。青藏高原山顶面在未解体前应该是一个由古近纪准平原和山麓剥蚀平原构成的联合夷平面，其高度在500 m以下^[22]，因此当时作为整体的青藏高原还不存在。在准噶尔、吐鲁番－哈密盆地和蒙古、西伯利亚以南地区，始－渐新世发现大量的哺乳类如吐鲁番犀、新疆巨犀化石^[23-25]，以及在宁夏同心、甘肃临夏、贵德、广和一带也发现大量犀牛和乌龟等化石[2]，都说明当时没有高原的阻隔，南来的印度洋暖湿气流可以长驱直入到达中亚北部地区，广袤的中国西北大地正处于行星纬向气候带控制下的干旱亚热带草原和热带雨林环境。

多条穿越柴达木盆地和东昆仑山的地震剖面显示，古新世－渐新世期间，柴达木盆地沉降中心一直在盆地中部的一里坪地区，无论从盆地残余厚度平面图（图1，2）和构造平衡剖面图（图3-a）上看，盆地都呈现了“碟形坳陷”的特征，属于伸展盆地，而不是“前陆盆地”和“走滑－前陆盆地”。

图1 柴达木盆地古新世（65-52 Ma）路乐河组残余厚度图

Fig.1 Map showing sedimentary thickness of the Paleocene Lulehe Formation in Qaidam Basin

古近纪相应层组的沉积岩粒度组分分析结果^[26,27]，证明这个时期各层组多属于稳定性矿物的细碎屑岩沉积，如路乐河组（E_1＋2l）－下干柴沟组（E₂^2-3g）砂岩碎屑成分主要为石英、长石、岩屑及副矿物，其中以石英为主，含量在30％－80％之间，平均含量为55％，成熟度高，说明古近纪期间柴达木盆地处在一种低能沉积的构造环境，这点和盆地的沉积速率^[28]一致，如图4所示，晚白垩世－古近纪（102-25 Ma）期间，柴达木盆地和塔里木盆地一样具有较低的沉积速率，属于低能沉积期，反映了上述盆地处在伸展－拉张低能沉积期的背景。实际在此期间，柴达木、塔里木、准噶尔、吐鲁番－哈密盆地、河西走廊当时都是“碟形坳陷”的泛盆地，盆地的“碟形坳陷”特征和低沉积速率表明了当时中国西部山岳夷平，处于准平原化状态。

           图2 柴达木盆地始－渐新世(35.5-24.6 Ma)上干柴沟组残余厚度图

Fig.2 Map showing sedimentary thickness of the Eocene Shangganchaigou Formation in Qaidam Basin

 

图3   柴达木盆地平衡剖面演化图（a b c d）

图4  柴达木盆地(a)和塔里木盆地(b)自200 Ma以来沉积速率图(未包括全新世数据)^[28]

作者通过近二十年来对天山、祁连山、阿尔金山、昆仑山的研究，发现它们的山顶面广泛发育着古近纪－新近纪早期的夷平面和残留盆地，这也都说明了古近纪期间我国广袤的西北地区大面积准平原、泛盆地化，处在一种伸展－夷平的“拉张环境”,而不是“挤压环境”。当时不存在古昆仑、古天山、古阿尔金、古祁连山和被它们分隔的“高山深盆”，也不存在“压陷盆地”和“前陆盆地”。上述也从反面说明了古近纪期间，我国西南部陆缘带与印度大陆板块之间的陆－陆碰撞造山带还仅限于喜马拉雅、冈底斯山一带，而它的后缘，中国西部到哈萨克斯坦广袤的地域，大面积准平原化、泛盆地化，处在与现今亚洲大陆东部相似的薄壳伸展的构造环境。

2 青藏高原初次隆升的环境效应

30 Ma左右藏南海退，冈底斯山隆升并伴随大规模花岗岩侵入^[29,30]，其山前出现早中新世的磨拉石刚仁波齐砾岩^[13,14]；沿着主中央断裂带有20-10 Ma的大规模淡色花岗岩侵位^[31]，喜马拉雅山首次崛起，孟加拉湾海扇接受来自喜马拉雅山的沉积^[32]；可可西里盆地古近纪地层强烈褶皱，藏北羌塘盆地前中新世30-23 Ma由北向南推覆构造的出现[1]^[33]；青藏高原西部出现20 Ma以来的钾质熔岩^[34,35]，都标志了印度与欧亚大陆板块又一次脉冲式陆－陆碰撞的发生。喜马拉雅山南麓厚达6000 m的锡瓦里克群底界年代为18.3 Ma^[36,37]；河西走廊400 m厚的疏勒河组底部砾岩出现在21 Ma^[38]；临夏盆地不整合在古近纪地层上的中庄组砾岩也出现在21 Ma^[39]，以上标志着21-18 Ma以来，青藏高原与其周围盆地出现了比较大的地形高差^[22]，推算其海拔高度不超过2000-3000 m^[40]，这应该就是青藏高原整体的初次隆升。

图5 柴西地区下油砂山组（24.6~11.7 Ma）沉积相解释平面图

 

柴达木盆地在中新世早期的下油砂山组（24.6-11.7 Ma）盆地西南部沉积范围比渐新世明显缩小，对昆仑山前盆地内新生代沉积岩⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄的测试，发现盆地内中新统（下油砂山组）到下更新统（七个泉组）的地层中所得到的碎屑云母年龄主要出现在350-450 Ma，而较老的渐新统（上干柴沟组）、始新统（下干柴沟组）和古新统（路乐河组）地层中所得到的碎屑云母年龄却是200-280 Ma和100-140 Ma两组年龄值^[41]，以上恰好说明了古昆仑山山体剥蚀与盆地沉积反序的过程，它们说明了古昆仑山加里东－早海西期的深成岩体在中新世才被剥露到地表作为盆地的沉积物源，这是古昆仑山中新世隆升的一个证据。古昆仑山隆升，在山前出现了柴达木盆地西南部切克里克－（老）茫崖前陆坳陷和来自古昆仑山的扇三角洲相沉积（图5）以及古昆仑北侧山前由南向北的逆冲推覆构造（图6），并引起柴达木全盆地新生代第一期宽缓褶皱的构造变形（图3-b）。联系到古昆仑山南侧北羌塘沱沱河盆地前中新世（30~23 Ma）由北向南的推覆构造^[33]，说明古昆仑山渐新世－早中新世（30~23 Ma）发生过背冲式推覆隆升，近年在东昆仑山原先认为是元古界万宝沟岩群和下古生界纳赤台群的基岩系统中发现了含有晚始新世和早渐新世的孢粉组合，证实该岩群有一部分为构造-沉积混杂岩系^[42]，它们也应该是中新世古昆仑山隆升的产物——山间磨拉石。

图6 古昆仑山前推覆构造－Ⅺ号断层地震剖面

——古昆仑山前切克里克－茫崖前陆坳陷

                     图7  地震T₂’反射界面与下伏地层之间的超覆不整合特征

柴达木盆地地震T₂’反射界面所代表的中新世上油砂山组（11.7~5.1 Ma）与下伏地层之间的超覆不整合接触广泛分布于柴达木盆地边缘和内部（图7），表明中新世中期（23~11.7 Ma）柴达木全盆地不仅发生了第一期构造变形（图3-b）还发生了区域性隆升，遭受剥蚀夷平。盆地在23~11.7 Ma的这次挤压隆升和沉积间断，实际上就是青藏高原整体初次隆升影响的结果。

由于高原整体的初次隆升引起了中－晚中新世中国西部广袤地域古沉积－构造面貌的变化，如图4所示，柴达木盆地的沉积速率在25 Ma突然加大，说明进入高能沉积期，而塔里木盆地沉积速率比柴达木盆地大了近一倍，说明此时作为青藏高原西北边界的阿尔金断裂从高程上分隔了两大盆地，塔里木盆地得到了来自高原对盆地沉积的快速补给，也间接说明中新世以后，柴达木盆地才成为了真正的高原盆地。这次隆升是穿时的，其影响范围逐渐扩大，不仅使得柴达木盆地中新世中期隆升剥蚀，而且以不同形式影响了中国西北所有盆地。

高原整体的初次隆升也引起了古气候环境和生物面貌的变化，中新世青藏高原南缘仍为热带、亚热带潮湿气候，发育阔叶植物，而北缘则为干旱的荒漠草原环境，发育三趾马动物群^[22]。22 Ma古黄土的出现^[43]，恰恰是由于青藏高原和大兴安岭隆升的阻隔使古近纪的纬向气候带开始转变为中亚季候风，才可能在风速减弱的甘－陕地区形成古黄土。黄土作为大气环流的产物，从此记录了青藏高原隆升以来给中亚和全球气候带来的变化。青藏高原整体初次隆升后又经历了一段剥蚀夷平，到7.0-3.6 Ma最终形成了高原的主夷平面^[44]。

3 青藏高原末次快速隆升的环境效应

青藏高原何时形成现今的高原面貌？这是国内外学者长期争议的又一科学问题，按施雅风、李吉均教授（1998）的意见大致可归纳为三种观点：第一种观点认为青藏高原在14 Ma前已经达到最大平均高度，以后因为东西向拉张塌陷，高度有所降低（Coleman et al., 1995；Searle，1995；Turner et al.，1993）；第二种观点认为8 Ma以前已经达到或接近现今的高度（Harrison et al.，1992；Molner et al.，1993；Quade et al.，1989；1995；Cerling et al.，1993）；第三种观点认为36 Ma以来青藏地区经历了多次抬升，但均被地貌夷平作用所削平，青藏高原最近一次强烈隆升开始于3.4-2.0 Ma前（李吉均等，1979；1995；沈显杰，1986），现今平均海拔在4500 m以上的高原地形主要是在第四纪才形成的^[22]。近年潘保田等（2004）强调青藏高原主夷平面大规模解体，高原强烈隆升发生在3.6 Ma以后，并根据喜马拉雅山南麓波特瓦尔高原大部分锡瓦里克沉积结束褶皱成山；黄河中游切穿三门峡等指出1.2-0.8 Ma青藏高原发生强烈抬升^[44]。

青藏高原究竟何时抬升到现今的高度？需要考虑两个基本的地质事实：第一，20世纪60~80年代，在施雅风和刘东生领导下分别对希夏邦马峰（1964）、珠穆朗玛峰（1966-1968）、南迦巴瓦峰（1984-1985）进行了多学科综合考察。其中1964年张康富在希夏邦马峰发现了高山栎化石（阔叶植物，现今生长在海拔2000 m左右的云贵高原），经徐仁教授鉴定，根据刘东生的建议，其地层时代当时定为上新世晚期^[45]或早更新世（刘东生面告）。这标志现今海拔7900 m的希夏邦马峰上新世晚期－早更新世时只有海拔2000 m左右；第二，现今海拔5000 m的昆仑山口和北羌塘盆地大面积出露的下更新统羌塘群，是一套湖相地层，其中发现了距今2.08+0.04 Ma的三趾马化石、古人类遗迹、阔叶植物（灌木、乔木）孢粉和介形虫、淡水双壳类等，其生物-生态组合特征代表温暖潮湿的气候环境，推断当时的海拔高度仅在700~1000 m左右^[46,47]，与柴达木、共和盆地早更新世沉积极为相似，因此作者认为当时三者很可能是近于同一高度的巨型盆地。基于上述两点，如果高原3.4-2.0 Ma已经隆升到海拔3000-4000 m的高度，经历了快速剥蚀，至少早更新世时青藏高原的高原面还在海拔1000~2000 m，早更新世晚期（0.8 Ma）之后出现了青藏高原第四纪以来最大的冰川^[48]。因此，高原的末次快速强烈隆升只能发生在早更新世晚期与中更新世之间的0.9-0.8 Ma^[49]。近年方小敏等通过对西昆仑山北麓巨厚黄土的磁年代学与黄土成因的多学科研究，确认该黄土形成于0.88 Ma，说明原来爬越高原的西风气流突然发生绕流，形成塔里木盆地现代形式的环流格局，标志着青藏高原、帕米尔高原及其相邻山脉在0.88 Ma有一次急剧隆升^[50]；赵志军等在祁连山北缘不整合于下更新统 “玉门砾岩”之上的山前磨拉石“酒泉砾岩”的底部获得了0.84 Ma的磁年龄，因而确定了施雅风、李吉均等提出的由于青藏高原急剧隆升而引起的构造变形事件“昆仑－黄河运动”^[48]的时限为0.93-0.84 Ma^[51]。上述都说明了青藏高原的末次快速隆升的时限应该在0.9-0.8 Ma。伴随这次隆升，高原内部和周边出现了强烈的挤压构造变形^[52]，说明青藏高原的这次末次快速隆升属于脉冲式挤压隆升。

我们在柴达木盆地西部沟口沟NW轴向的狮子沟断展背斜西南翼下更新统七个泉组与角度不整合于其上的柴达木组近水平岩层中的泥岩透镜体采样所进行的³⁶Cl同位素年龄的测定结果（图8），七个泉组获得1.53 Ma年龄数据，不整合上覆的柴达木组泥岩获得了0.29 Ma的年龄数据，说明这期构造变形发生在早更新世与中更新世之间^[53]，从而确定了柴达木盆地最晚一期构造变形（图3-d）的年代，柴西地区这期变形缩短距约19.1～19.8Km，缩短率为13.5.%～13.8.%。

图8  柴达木盆地西部地区沟口沟沟口角度不整合接触关系

从更广阔的领域看，塔里木盆地、吐鲁番－哈密盆地、准噶尔盆地中－新生界构造变形最终也都发生在这个时期，因为上述盆地内下更新统都无一例外地与其下伏古、新近系被卷入了同期褶皱、断裂变形，而被中－上更新统近水平岩层呈角度不整合所覆盖。对吐鲁番－哈密盆地所作的两条地质构造平衡剖面表明，这期构造变形所造成的南北构造缩距，桃树园子－大墩剖面为13.5km，缩短率18.8%；恰勒坎－火焰山剖面为21.6km，缩短率27.1%[1]。说明发生在早更新世晚期与中更新世之间的这次隆升，不仅使青藏高原的高原面快速抬升了3000-4000 m，而且影响波及到整个中亚和中国西北地区几百万平方公里的面积，引起了柴达木、河西走廊、塔里木、吐鲁番－哈密、准噶尔等诸盆地内几万米厚度中－新生界的构造变形与昆仑山、祁连山、天山、阿尔泰山的挤出式双向推覆隆升，形成了中国西北的盆－山地貌，上述盆－山边缘被许多学者认为是“前陆盆地”的前陆推覆构造，也只是在这个时期才形成的。这也说明我国西部的盆－山地貌不同于美国西部的盆－岭地貌，它们不是在伸展作用下形成的，而是在强烈挤压的动力学背景下形成的。青藏高原的这次快速隆升事件无疑是早更新世晚期（0.9-0.8 Ma）由于印度洋中脊的快速扩张使印度板块沿锡瓦利克带向中亚大陆板块脉冲式（A型）陆内俯冲的结果^[52,54]。其实，对于青藏高原这次隆升事件的时限与影响，20多年前黄汲清、陈炳蔚（1980）就已经有过精辟而全面的论述，他们明确指出“上新世与早更新世之间、早更新世内部、早更新世与中更新世之间，这三次构造运动，在喜马拉雅山到昆仑山再到天山及祁连山都同时发生，这说明在整个特提斯－喜马拉雅构造域中各大山脉的上升表现三次显著的爆发期。”并说明引起高原与山脉隆升“强大的水平压应力来自南方，来自印度方面，而不是来自北方” ^[55]。尽管经过20多年研究，原有的地层时代有了变化，运动时限的精确度有了提高，多条地学断面的研究成果使我们可以从三维尺度上判断高原隆升的机制，我们仍然不能不钦佩黄汲清大师的科学预见。

青藏高原的这次快速隆升不仅使高原本身的环境骤变，出现第四纪以来最大的冰川^[48]，带来了世界上最大的高寒草原，而且引起了全球气候的变化，促使北极圈冰盖的扩展^[56,57]。由于青藏高原阻隔了印度洋的暖湿气流，在强劲的西风带和中亚季候风的影响下，高原以北广袤地域开始从草原化向荒漠化转变，同时引起了古人类的迁徙，原来（2.08+0.04 Ma）在低海拔羌塘盆地生活的古人类，由于高原隆升，一部分适应了高寒缺氧环境成为高原人，而大部分则沿着河西走廊向西、向东迁徙成为黄河人等。古黄河在三门峡的贯通，长江在三峡的贯通都发生在早更新世末^[44]。因此可以说，青藏高原的这次快速隆升对于我国地形地貌和莫霍面起伏的形成都起到了决定性的影响。而现今随着青藏高原的持续隆升，高寒草原也开始退化，藏南垫状植被的高寒草原到藏北羌塘－昆仑山一带逐渐向高寒荒漠化演变^[58,59]，造成我国西北地区广大面积的荒漠化，成为制约我国西部生态环境的重要因素。以科学发展观来治理我国西部的荒漠化，就必须考虑到青藏高原持续隆升这个重要因素，顺应自然，采取科学、合理的方法加以治理^[60]，方可奏效。

4 结论与讨论

青藏高原隆升的研究是一个多学科研究的复杂命题，20世纪70年代以来一直是中外科学家关注的焦点和热点。文中以柴达木盆地作为高原隆升的时空坐标，是比较了高原其它部位后，认为柴达木盆地可以作为青藏高原隆升大阶段划分时空坐标的“金钉子”。关于青藏高原隆升的机制，绝大多数学者都认为印度洋脊扩张，印度板块的陆内俯冲是高原隆升的主要动力来源。那么，为什么高原的整体隆升发生在中新世而不是始新世？古近纪期间冈底斯后缘广袤的中国西北地区处于伸展－夷平的拉张而不是挤压的构造环境，它的深部地质原因是什么？是薄壳向厚壳转换的过渡期，还是陆－陆碰撞的前缘冈底斯一带地壳挤压增厚，而后缘仍然处于薄壳伸展阶段？这是需要今后进一步深入研究和讨论的科学问题。

关于青藏高原整体初次隆升的时限在中新世早－中期，国内外大多数学者的认识趋同。古昆仑山北侧山前由南向北的逆冲推覆构造和柴达木盆地西南部切克里克－（老）茫崖前陆坳陷的出现；古昆仑山南侧北羌塘沱沱河盆地前中新世（30~23 Ma）由北向南推覆构造的出现；东昆仑山原先认为元古界万宝沟岩群和下古生界纳赤台群的基岩系统发现含有晚始新世和早渐新世的孢粉组合，证实该岩群一部分为古昆仑山隆升过程中形成的“构造-沉积混杂岩系”等都是近年来的新发现，它们标志了青藏高原整体的初次隆升应该是挤压隆升，很可能与印度－欧亚大陆板块之间一次脉冲式陆－陆碰撞有关，它所带来的最大环境效应是中亚季候风的初步形成。

形成现今高原面貌的末次快速隆升，不仅牵涉到全球气候变迁、我国西部干旱气候与大规模沙漠化形成的时间，引起古人类的迁徙，还牵涉到我国西部新生界构造变形与盆－山地貌的形成，无疑是一个关乎中国西部全局的重大科学问题，目前争议较大的是时限和机制问题。关于时限，文中强调的0.9-0.8 Ma，多数根据近年来高原周边磨拉石、黄土的磁年代学测年数据，我们在柴达木盆地西部沟口沟角度不整合接触面上、下泥岩透镜体中采样所测定的³⁶Cl同位素年龄，反映的是不整合接触面上、下地层的沉积年龄，七个泉组为1.53 Ma，不整合面上覆的柴达木组泥岩为0.29 Ma，说明形成不整合的这期构造变形发生在早更新世与中更新世之间，这是柴达木盆地最晚一期构造变形的年代，也是迄今为止中国西北地区对这次构造事件获得的第一个同位素测年数据，这个数据的意义在于，它把中国西北地区新生界的构造变形事件与青藏高原的快速隆升事件联系到了一起，然而要确认这期高原隆升的时限，还需要大量与隆升相关的同变形期同位素测年数据的积累。关于高原快速隆升的形成机制，文中强调了由于印度板块向中亚大陆板块脉冲式（A型）陆内俯冲的挤压机制，有些学者则强调由于高原深部热隆引起的伸展机制^[61]，这显然需要把高原岩石圈剖面与相邻盆－山地区的岩石圈剖面，以及反映印度洋扩张的岩石圈剖面进行全面的对比研究和多学科讨论，方能获得较为正确的认识。

仅以此文献给尊师王鸿祯教授的九十华诞，感谢老师多年来对我的关怀、支持与教诲。感谢刘东生院士、钟大赉院士、孙继敏研究员审阅全文，并提出宝贵的修改意见。

参考文献：

[1] 潘裕生. 青藏高原的形成与隆升[J]. 地学前缘,1999, 6 (3):153-163.

[4] 李吉均，文世宣，张青松，等.青藏高原隆起的时间、幅度和形式的探讨[J]. 中国科学，1979，（6）：608-618.

[5] 徐叔鹰，张林源. 应用地貌分析法探讨唐古拉山地区隆升的时代与幅度[A]. 中国科学院青藏高原综合科学考察队编.青藏高原隆起的时代/幅度与形式问题[M]. 北京:科学出版社，1981:64-77.

[6] 杨逸畴，李炳元，尹泽生，等. 西藏地貌[M]. 北京:科学出版社，1983：200-211.

[9] 钟大赉，丁林. 青藏高原的隆起及其机制探讨[J]. 中国科学（D辑），1996，26（4）：289-295.

[10] 贾承造，宋岩，魏国齐，等. 中国中西部前陆盆地的地质特征及油气聚集[J]. 地学前缘,2005,12(3):3-13.

[11] 刘和甫，汪泽成，熊保贤，等.中国中西部中、新生代前陆盆地与挤压造山带耦合分析.地学前缘, 2000,7(3):55-72.

[12] 陈发景,汪新文,张光亚,等.中国中新生代前陆盆地的构造特征和地球动力学[J].地球科学,1996,21(4):366-372.

[19] 莫宣学,董国臣,赵志丹,等.西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息[J].高校地质学报,2005,11(3): 281-290.

[20] 熊清华.西藏曲水岩基4个系列花岗岩类的特征及构造意义[J].中国区域地质.1998,17(4):347-352.

[22] 施雅风，李吉均，李炳元.青藏高原晚新生代隆升与环境变化[M].广州:广东科技出版社,1998:1-463.

[23] 袁复礼，杜恒俭. 中国新生代生物地层学. 北京：地质出版社，1984: 47-57,142-145.

[24] 瞿人杰，郑家坚，童永生. 新疆吐鲁番盆地第三纪地层[A]. 中国科学院古脊椎动物与古人类研究所编. 新疆古生物考察报告（三）——准噶尔盆地南缘二叠、三叠纪脊椎动物化石及吐鲁番盆地第三纪地层及哺乳类化石[M]. 北京：科学出版社，1978: 68-81.

[25] 胡长康. 新疆哈密雷兽化石的发现[J]. 古脊椎动物与古人类，1961，（1）:41-42.

[27] 王亚东，刘永江，常丽华, 等. 沉积物粒度分析在阿尔金山隆升研究中的应用[J].吉林大学学报(地球科学版),2005,35(2):155-162.

[28] 任收麦，葛肖虹，刘永江, 等. 晚白垩世以来沿阿尔金断裂系的阶段性走滑隆升. 地质通报，2004，23（9-10）：926-932.

[29] 李炳元，王富葆，张青松, 等.西藏第四纪地质[M]. 北京:科学出版社,1983:15-130.

[30] 王松产. 西藏中南部火山岩[A]. 刘国惠，王富宝，金成伟，等. 西藏变质岩与火山岩[M]. 北京:地质出版社,1990:199-239.

[31] 涂光织，张玉泉，王中刚, 等. 西藏南部花岗岩类的地球化学[M]. 北京：科学出版社，1982:181.

[33] 刘志飞，王成善，伊海生，等. 可可西里盆地新生代沉积演化历史重建[J]. 地质学报，2001，75（2）：250-258.

[38] 黄华芳，彭作林，卢伟, 等.酒西盆地、酒东盆地第三系磁性地层的划分与对比[J].甘肃地质学报,1993,2(1):6-16.

[39] 李吉均，方小敏, 朱俊杰, 等.临夏盆地新生代地层古地磁年代与模式序列[A].青藏项目专家委员会编.青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究-学术论文年刊（1994）[M]. 北京:科学出版社, 1995:41-54.

[40] 李廷栋.青藏高原的深部构造和隆升机理[A]. 中国地质科学院主编. 中华人民共和国地质矿产部地质专报（五构造地质地质力学）,第7号喜马拉雅岩石圈构造演化,总论[M]. 北京:地质出版社,1988:174-184.

[42] 郭宪璞,王乃文,丁孝忠,等.东昆仑造山带西段万宝沟岩群古近纪孢粉组合的发现及其地质意义[J].中国科学（D辑）,2005，35（12）：1156-1164 .

[44] 潘保田，高红山，李炳元, 等.青藏高原层状地貌与高原隆升[J].第四纪研究,2004, 24(1): 50-57.

[45] 施雅风，刘东生.希夏邦马峰地区科学考察初步报告[J].科学通报,1964, 10: 928-938.

[46] 阴家润，崔之久，葛道凯, 等．昆仑山口第四纪化石组合的生态环境分析及其对昆仑山隆升的意义[J]．地球科学：中国地质大学学报，1996，21(3)：243-248.

[47] 葛道凯,崔之久,伍永秋,等. 青藏高原昆仑山垭口盆地沉积构造史研究[A].青藏项目专家委员会编. 青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究-学术论文年刊（1994）[M].北京: 科学出版社,1995:126-135.

[48] 施雅风，李吉均，李炳元, 等. 晚新生代青藏高原的隆升与东亚环境变化[J]．地理学报，1999，54(1):10-20.

[49] 伍永秋, 崔之久，葛道凯, 等．青藏高原何时隆升到现代的高度——以昆仑山垭口地区为例[J]. 地理科学, 1999, 19(06): 481-484.

[50] 方小敏，吕连清，杨胜利,等. 昆仑山黄土与中国西部沙漠发育和高原隆升[J]. 中国科学（D辑），2001，31（3）：177-184.

[52] 葛肖虹，刘永江，任收麦. 青藏高原隆升动力学与阿尔金断裂[J]. 中国地质，2002，29（4）：346-350.

[53] 任收麦, 葛肖虹, 杨振宇, 等. 青藏高原末次快速隆升的构造事件响应—³⁶Cl断代法定年[J]. 地质学报. 2006（已接收）.

[54] 葛肖虹，任收麦, 刘永江，等. 青藏高原末次快速隆升与“亚澳”陨击事件[J]. 第四纪研究,2004, 24(1):67-73.

[55] 黄汲清，陈炳蔚. 特提斯－喜马拉雅构造域上新世－第四纪磨拉斯的形成及其与印度板块活动的关系[A]. 地质矿产部书刊编辑部编. 国际交流地质学术论文集——为二十六届国际地质大会撰写(一)构造地质 地质力学[M]. 北京: 地质出版社，1980: 1-14.

[56] 刘东生, 丁仲礼. 二百五十万年以来季风环流与大陆冰量变化的阶段性耦合过程[J]. 第四纪研究,1992,1:12-23.

[58] 牛亚菲. 青藏高原生态环境问题研究[J]. 地理科学进展，1999，18（2）：163-171.

[59] 王秀红，郑度. 青藏高原高寒草甸资源的可持续利用[J]. 资源科学，1999，21（6）：38-42.

[60] 葛肖虹,任收麦.中国西部治理沙漠化的战略思考与建议[J].第四纪研究,2005, 25(4): 484-489.

[61] 崔军文. 岩石圈深层扩张与青藏高原隆升—岩石圈深层扩张模式初论[J]. 地质论评, 1994. 40(2):  106-110.

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