青藏高原隆升及其环境效应

青藏高原隆升及其环境效应

摘要：青藏高原的形成和隆升是一个十分复杂，倍受地球科学家关注的问题。他被认为是刚瓦纳大陆与欧亚大陆长期相互作用的结果。青藏高原是由6个地体相继增生到亚洲大陆上的一个组合，这些地体之间的边界被5条缝合带所限定。造山作用自北向南相继变年轻。青藏高原隆升对中国西部环境变迁起着决定性的影响。随着青藏高原的持续隆升，高寒草原开始退化，造成中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。

关键字：青藏高原;隆升;环境变迁

青藏高原的隆升对于中国西部环境变迁起了决定性的影响，现今中国西部大陆构造格架，包括盆-山地貌与盆地地貌的形成都和青藏高原隆升有着直接的因果关系。同时，对于青藏高原整体初次隆升时间的认识是一个十分重要的问题，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、环境的认识。至于形成现今高原面貌即主夷平面的末次隆升时间，不仅涉及全球气候变迁、我国西部干旱气候与大规模沙漠化行程时间，还牵扯到中国西部构造变形与盆-山地貌形成的时间。

1新生代青藏高原快速隆升及其环境效应

研究表明，青藏高原地区在第三纪经过两次隆升与夷平的旋回，导致第三纪中期我国环境变化剧烈。3.6MaBP以来高原整体阶段性快速隆升，对高原本身以及我国西部自然环境产生了深刻影响。

高原隆升过程的争论

20世纪70年代末，李吉均[1]认为，青藏地区在上世纪中晚期，地面平均海拔在1000m以下，自上新世晚期和第四纪早期才开始强烈隆升。90年代以来，国外学者对这一观点相继提出挑战，对隆升的加速时间存在重大分歧[2]。有学者主张,青藏地区在14MaBP时已达到最大高度并发生东西向拉伸塌陷，其后水平高度开始降低[3]。更多学者则认为青藏地区在8MaBP以前已达到现今高度，其根据是：当时阿拉伯海上涌流增强，表明印度洋季风出现或增强[4]；波特瓦尔高原气候变干，植被由森林变为草原[5]；拉萨西北羊八井地堑垄断裂活动发生在8MaBP前后[6]。

我国学者对岩石圈地球物理和大地构造、岩体抬升年龄、侵入体剥离速度等的研究结果[7-8]与从新生代地层、湖芯所获得信息做了比较。新近的研究揭示，自印度与欧亚板块碰撞以来，青藏高原的隆升是多阶段、非均匀、不等速过程。夷平面研究表明，青藏地区在新生代大致经历了三期地面抬升（分别在45~38MaBP，25~17MaBP和3.6MaBP至今）和两度夷平。前两期地面抬升造成高原平均高度均不超过海拔2000m；到3.6Ma前高原形成了一个面积广阔的夷平面，其高度估计低于1000m。最强烈的隆升运动发生在第三纪和第四纪早期，高原主体正是经历了由此开始的新构造运动才形成目前的面貌[9]。

最近研究初步确认青藏高原存在的两级夷平面，主夷平面抬升大约于7Ma前，解体主要在3.6Ma；抬升开始前青藏北部主夷平面的高度在1000m以下；青藏高原南部岩溶夷平面形成高度大致在200m左右[10]。祁连山北麓晚新生代沉积和河流阶地、横断山的层状地貌和西昆仑山火山岩研究揭示高原北部从约7MaBP开始隆升，但急剧大规模隆升发生在约3.6MaBP，该研究再次确认了原来提出的青藏高原第四纪多次强烈上升事件的年代，并进一步发现3.6，1.8，1.1，0.8，0.14MaBP的构造事件对青藏高原形成的重要意义，他们不仅导致高原高度的增加，并且造成祁连山向北扩展。

青藏高原近代气候变化及其环境响应

青藏高原幅员辽阔、海拔高，长波辐射在地表辐射平衡中占有重要分量，地面又比较干旱，人类活动对自然界影响较小，所以高原对“温室气体”作用的响应应比其他地域敏感，并与全球环境变化关系密切。研究表明，青藏高原近代气候变化及其环境响应显著[11]。

1.2.1青藏高原近代气候变化时空特征

青藏高原百年来经历了3次突变（4个阶段）：20世纪初至20世纪20年代初为冷期，20年代至60年代初为暖期，60年代中至80年代初气候转冷，80年代以来高原各地先后进入一个气温持续偏高的时期。高原气温变化阶段与北半球一致，气温变幅大于中国东部（1.36）。这种冷、暖气候期分别对应着弱、强的高原季风活动。分析表明，近几十年来高原的气温变化比我国东部要早4~8a，高原百年尺度的冷暖变化比我国东部早10~60a[12]。

1.2.2 青藏高原近代气候变化的环境响应

冰冻圈（冰川、积雪和多年冻土）既是青藏高原气候形成的重要因子，又是对全球变化最为敏感的指示器。青藏高原冰冻圈对近代气候变化的响应明显，并且区域差异显著。

（1）高原冰川对气候变化的响应。

近百年来贡嘎山和唐古拉山垭口地区冰川处于退化状态，但在期间的20世纪初至30年代和70-80年代冰川曾有过两次相对稳定甚至前进的阶段，而近年来贡嘎山和唐古拉山垭口地区冰川末端变化相反。贡嘎山多数冰川末端由稳定转入强烈后退阶段，海螺沟冰川1981-1990年间后退了199m，1990-1995年间又以平均17m/a的速度在退缩；而唐古拉山垭口地区的多数冰川末端处于稳定甚至前进阶段，如小冬克玛底冰川1992-1994年冰舌末端平均每年前进0.63m。这种差异说明海洋冰川对气候波动的响应要比大陆型冰川敏感[13]。研究还表明，自小冰盛行期（17世纪）以来，我国西部高山区平均升温1.3K，冰川萎缩量相当于现代冰川面积的20%。

（2）高原积雪对气候变化的响应。

青藏高原雪量与北半球冬季气候温度成正相关关系，20世纪60年代中期北半球降温时期，高原雪灾偏少，随着全球气候变暖，雪量呈增加趋势，积雪年际变幅明显加大[14]。通过青藏高原SMMR候积雪深度，NOAA周积雪面积、地面台站积雪深度分析发现，20世纪60-80年代高原积雪年际波动幅度有明显增加趋势。

2 新生代青藏高原隆升的环境效应

首先青藏高原隆升过程与高原季风的形成演化紧密相连。约在37MaBP 前后，随着高原隆升的水平尺度达到斜压大气地转适应的临界尺度，高原季风开始形成。3.6MaBP以来，青藏地区开始以整体强烈隆升、主夷平面瓦解、大型断陷盆地形成为代表的“青藏运动”。2.5MaBP，隆升达到影响大气的“动力临界高度”（约海拔2000m），以爬越高原为主的行星风系变为绕流为主，高原季风由浅薄系统变为深厚系统，现代季风格局形成[15]。GCM数值试验表明，东亚季风气候变化对青藏高原隆升的影响非常敏感，在高原隆升达到现在高度一半之前，东亚大约30゜N以北地区不存在近地面风冬、夏反向意义下的季风现象。高原隆升对东亚冬季风的影响远大于对东亚夏季风的影响。即使没有青藏高原，仅受海陆热力对比作用，中国东部地区夏季风已能出现偏南风。然而只有在青藏高原存在，并且达到一定高度的情况下，东亚北方地区才能在冬季盛行偏北风[16]。

对酒泉盆地老君庙剖面和高原及其临区黄土、古土壤、红粘土中环境指标的研究发现，高原干旱化是从距今7Ma或晚在距今6Ma开始。3.6MaBP时高原隆升，导致现代形成的季风出现，标志着高原环境的重大转折。约1.10~0.8MaBP间，青藏高原进入冰冻圈并荒漠化成为新的粉尘源地。该环境事件波及整个中国及周边地区，西北地区干旱化及主要沙漠的扩张、青藏高原及周边地区新的黄土体系的形成都出现于这个之后[17]。昆仑山黄土古地磁和古气候记录研究表明，昆仑山黄土形成于0.88MaBP，塔里木盆地现代形式环流格局、极端干旱气候额塔克拉玛干沙漠雏形大致同时出现，其根本原因是青藏高原及中亚山地高原的隆起[18]。