青藏高原隆升的环境效应

末次冰期晚阶段－2阶段
青藏高原 第四纪隆 升、冰期 旋回与气 候变化
中 墚 赣 冰 期
end
谢谢！
冰川面积超过50万Km2，可能大 部分地面除夏季外有雪盖，高原 成为冷源，夏季风弱，冬季风强。
塔克拉玛干沙漠的扩大
黄土加厚与扩张堆积
高原上冰缘黄土出现
长江流域砾石与泥石流堆积盛行
四、近130Ka末次间冰期、 冰期旋回
青藏高原一直在上升中，重复水准测 量记录1959/1966～1979/1980平均上 升速率5.8mm/a。（张青松 等，1991）
青
藏
周廷儒（1960）最早提出老第
高
三纪行星风系下亚热带高压控
原
制的干旱带直插到长江、黄河
隆
中下游，至新第三纪为季风所
升
替代；其原因在于欧亚大陆合
与
成整体，大陆性气候加强和青
季
藏大高原隆起，改变西风激流、
风
加强季风环流。
发
展
图2. 老第三纪中国的地带区分 （据周廷儒，1960）
施雅风等人（1998）指明青藏高原二 期隆升引发亚洲季风。
后来居上的地层记录证实与 发展。【郭正棠、孙湘君、 汪品先（三古杂志）等人的 工作】
二、3. 4～1.7 Ma.BP青藏高原 快速的上升与季风再度增强
3. 4Ma.BP以来青藏高原强烈隆升及 其对气候的影响
夏
季
风
1.95～1.3Ma.BP柴达木出现最
增
大湖泊（刘泽纯 等，1991）， 华北地区也出现许多大湖。
青藏高原隆升的环境效应
田庆春
一、青藏高原隆升与季风发展
50
45
40
新生代大洋沉积速率比较(据Davies et al., 1977)
35
30
大西洋
25
太平洋
20
印度洋
15
10
5
06
青藏高原隆升时代幅度的不同看法（据李吉均、方小敏，1998）
5
4
李吉均等模式
3
2
Rea+钟大赉模式
1
0
70
60
50
据钟大赉等（1996），二期隆升发生 于21～17Ma.BP。参考其它文献，施 雅风改为25~17Ma.BP。
常承德（1992）据地壳的缩短加厚测 得当时高原抬升到3000m左右。汤懋 苍（1995）分析，青藏与周围地区的 感热差异和这个高度水汽凝结的潜热 释放，大大加强了高原的热源作用， 导致高原季风出现。
图6. 古里 雅冰芯记 录表现的 特殊性与 全球其它 三个记录 的比较
3阶段的特殊表现—岁差周期显现
δ18O ‰
3c. 暖湿；
c
3b. 较冷，
部分冰川 前进；
3a.特殊暖 湿，大湖 期，对长 江、黄河
的特殊影 响
图7. 古里雅冰芯δ18O 所反映的150ka以来温度变化的 高分辨率恢复。图中每一点表示0.1ka平均值（姚檀栋， 1997）
40
30
20
10
0
李吉均等:
6
5
4 0.15 Ma 3
0.6-1.1 Ma
2
1
1.7 Ma
2.6 Ma
3.6 Ma
0
0
1
2
3
4
Age (Ma BP)
Fig. Schematic diagram showing the uplift process of the Tibetan Plateau and its impact on the environment.
高原二期隆升与（1）亚热带 太平洋回暖，越赤道气流增强 （2）亚洲大陆扩大，副特提 斯海萎缩（3）西太平洋边缘 海大发展等因素的耦合，使得 亚洲季风系统形成。
图
3 第 三 纪 中 期 亚 洲 季 风 兴 盛 的 驱 动 因 素
地层记录确定的转折时间 （马玉贞 等，1998）
临夏剖面孢粉记录21.8Ma前疏 林草原向森林转变；另外，柴 达木盆地与青藏中部也在中新 世显著变湿、出现森林，表明 季风出现。
强
北极冰盖出现，冬季风增强，
的
黄土堆积
地
层
证
据
三、1.1～0.6 Ma.BP昆（仑）黄 （河）运动及其后期进入冰冻 圈，出现最大冰期，冰川、冻
土发育最盛
高原隆升至3500m，高山可能 超过5000m；
出现轨道转型（4万年周期至 10万年周期）
中更新世革命
பைடு நூலகம் MIS16阶段冰量最大
图5. 青藏高原进入冰冻圈及其对季风环境的影响（0.8～0.6Ma.BP）