青藏高原的地貌演化与亚洲季风_精品文档.pdf

1、第19卷第1期海 洋 地 质 与 第 四 纪 地 质Vol.19,No.11999年2月 MAR I N E GEOLOGY&QUA TERNARY GEOLOGYFeb.,1999青藏高原的地貌演化与亚洲季风3李吉均(兰州大学地理科学系,兰州730000)摘要青藏高原在新生代由于印度板块和欧亚板块的碰撞而发生三次上升和两次夷平,因而分别形成高低两级夷平面。较低夷平面形成于新第三纪,结束于316M aB.P.,其上常有红色风化壳保存,表明形成于气候温暖的低地环境,海拔不超过1 000m。从316 M aB.P.开始相继发生三次构造运动,分别命名为青藏运动(A幕316 M aB.P.,B幕216

2、 M aB.P.和C幕117M aB.P.),昆仑2黄河运动(112 M aB.P.,018 M aB.P.和016 M aB.P.)以及共和运动(0115M aB.P.)。青藏运动B幕黄土开始堆积,高原达到2 000m,冬季风稳定出现。昆仑2黄河运动使高原多数地面达到3 000m或更高,许多地方冰期进入冰冻圈,气候转型可能与此有关。共和运动使高原达到现代高度,气候变干变冷。关键词夷平面亚洲季风青藏高原隆升新生代是全球板块强烈活动的时期,形成无数雄伟的高山、高原和深海洋盆。地质史上地球表面如此崎岖是很罕见的。人类所面临的是一个高山和深海的时期。岩石圈的剧烈变化使大气环流和全球气候也彻底改观,新

3、生代特别是第四纪全球环流与气候比中生代要复杂得多,并且脆弱易变,出现地球史上不多见的大冰期。青藏高原是世界上最年轻和最高的高原,其高度占据对流层的1?3,动力和热力效应巨大,迫使亚洲大气环流发生重大变化。我国学者叶笃正等从50年代即对青藏高原与亚洲季风的关系进行了多方面的研究,取得丰硕成果。其后日本学者M anabe研究了青藏高原与南亚季风的关系,数值试验说明没有青藏高原就没有南亚季风。德国学者Flohn则指出青藏高原隆升与北非的干旱化有密切关系。80年代末,Kutzbach和Ruddi man等不仅进一步模拟了青藏高原不同高度对亚洲季风的影响,甚至还提出新生代全球的三次变冷也和青藏高原隆起有

4、关,从而把青藏高原研究推到全球变化研究的最注目的位置。尽管国内外学者都十分强调青藏高原对大气环流和全球变化具有重大作用,但迄今为止对青藏高原隆起的历史和过程仍然是人言人殊,所根据的资料来源各不相同。本文将着重从地貌演化的角度研究青藏高原隆升的历史,并根据地貌演化来讨论其对亚洲季风系统形成和变化的影响,只在必要时才兼及其它间接证据。1青藏高原的地貌演化青藏高原是由冈瓦纳大陆向北分离的若干小板块与欧亚大陆相继拼接而成,由北到南3 国家攀登计划(KZ9512A l2204)和国家自然科学基金资助项目(49731010)作者简介:李吉均:男,1933年出生,中国科学院院士,主要从事自然地理学研究.收稿

5、日期:1998212230张光威编辑大陆增生,并愈来愈新。当始新世中晚期(约40 M a)印度板块经过长途漂移与欧亚大陆终于沿雅鲁藏布江缝合线发生大陆对大陆的碰撞之后,青藏地块完全形成,印度板块与欧亚大陆碰撞后汇聚速率越来越小,但仍以平均每年5cm的速度向北挤压。冈底斯山首先隆起,有广泛的火山活动和熔岩溢流、花岗岩侵入,藏北地区形成一些新的盆山构造,这是青藏高原的第一期隆升,即喜马拉雅运动第一幕。经长期剥蚀,山地的碎屑充填盆地,地面起伏降低,最后形成广阔的夷平面,盆地中沉积物所含花粉也反映出是一种亚热带低地环境(王开发,徐仁)。青藏高原老第三纪夷平面和华北的北台期准平原及长江三峡的鄂西期准平原

6、应是同时代产物。葛利普即曾指出老第三纪末期巨犀动物群广布于亚洲,故各地自然环境基本一致,没有大山阻隔,指的就是这种夷平面广泛分布的环境。青藏高原老第三纪夷平面目前只保留在各主要山脉的顶部,而且经差异运动和后期剥蚀已变化很大,特别是冰川和冰缘作用的改造更使原有的风化壳及其它沉积与微地貌荡然无存。因此,企图直接用该夷平面上的材料断代是很困难的。这级夷平面被称为山顶面,几乎在各大山脉均能找到。青藏高原分布最广的是形成于新第三纪的低级夷平面,它构成青藏高原的主体,是现代地貌所由肇始的基础,因此称之为主夷平面。这级夷平面常保留有红色风化壳以及温暖气候条件下生成的突岩,叠石(Tors),灰岩洞穴中常有石钟

7、乳,据裂变径迹测年主要落在157 M a时间段,即中新世中晚期1。这级夷平面显然是喜马拉雅运动第二期之后的产物,目前在高原各地能成数十以至上千平方公里保存。如甘肃南部(甘南高原)合作之北的美武高原(3 600m)和川西理塘与稻城之间的海子山(4 600m)就是最典型的主夷平面。造成老第三纪夷平面解体并分割剥蚀成零星片段的喜马拉雅运动第二期使青藏高原经历了比第一期强烈得多的隆升,远到藏北都有火山熔岩活动,为壳幔混合层来源,表示新第三纪青藏高原地壳的增厚。此后发育的主夷平面与山顶面的相对高差一般为5001 000m,但这并不能代表喜马拉雅运动第二期的绝对上升量,而是其最低的近似值。考虑到夷平面尚有

8、一定的天然坡度2,估计喜马拉雅运动第二期青藏高原可能达到2 000m的平均海拔高度。关于第二期上升后发育的主夷平面何时结束是个很费思考的问题。根据甘南美武高原与其同期相关沉积临夏群的过渡关系,可定为316 M a之前不久。前述主夷平面所得洞穴钟乳石的测年区间为157 M a,说明的是主夷平面的主要发育时期,7 M a之后为新生代晚期气候强烈变干的时期,岩溶洞穴停止了钟乳石等新生方解石的生成,陕北风成性质的三趾马红土开始堆积3在唐县同期夷平面上。故高原内外同期夷平面发生的地质事件完全可以对比。这就是说,主夷平面的最晚期地面已变得十分低缓平坦、侵蚀速度十分缓慢,并因气候变干而开始风成堆积。这次中新

9、世晚期的气候变干在北太平洋底风尘记录中有明显反映,Rea D等发现北太平洋风尘通量在晚新生代有两个明显的高峰,一个发生在8 M a左右,延续时间约1 M a,另一个高峰从316 M a开始一直延续到现代4。8 M a的粉尘高峰是气候变化事件,316M a以后粉尘通量大增则是青藏高原强烈隆起引起亚洲中部持续变干的反映。从夷平面的发育规律和北半球粉尘搬运的路途来看,西风是搬运营力。夷平面后期地面十分平坦,加之气候变干草原植被大发展,因此三趾马动物群成为欧亚大陆的主宰。黄万波、计宏祥等在青藏高原上发现的三趾马动物群早期的布龙三趾马为森林型,晚期的吉隆三趾马为草原型恰好说明了这种气候变化。而且它分别与

10、南亚及华北的同期三趾马可以对比,这更支持了三趾马大发展的时代青藏高原是夷平面低地环境,不能构成动物迁移的障碍。这一级夷平面最2海 洋 地 质 与 第 四 纪 地 质19卷终的高度应当只有数百米,不超过1 000m,这和常承法与Shackleton 80年代对青藏高原主夷平面的估计高度基本一致5。主夷平面在316 M a停止发育,青藏高原发生最强烈的上升,除喜马拉雅山南麓以低角度的俯冲表现为主动下插外,在高原北沿和东沿(龙门山大断层)均表现为高角度的向外仰冲。由于上升幅度大,地形反差迅速增加,因而在高原四周普遍堆积山麓扇砾岩,祁连山北麓的玉门砾岩和新疆昆仑山北麓的西域砾岩分别厚达1 000m和2

11、 000m,足见隆升运动的剧烈。整个青藏高原包括喜马拉雅山在内同时急剧上升,这是喜马拉雅山运动第三期的特点,青藏高原自此之后才成为横空出世的世界屋脊,因此我们特别命名为青藏运动(应属“造貌运动”6)。青藏运动又分为A、B、C三幕,A幕发生于316 M a,表现为青藏高原向外仰冲,凹陷盆地的新生代沉积被褶皱,削平并堆积山麓砾岩。B幕发生于216 M a,包括山麓砾岩在内又一次被褶皱断陷,临夏盆地再度形成湖盆,接受与华北泥河湾类似的湖相沉积,风成黄土也开始堆积。青藏运动C幕发生在117 M a,古湖宣泄一空,黄河形成泱泱大川,金沙江可能也是这时贯通诸昔格达组充填的分散湖盆而成长江上源的。应当指出的

12、是,在316 M a青藏运动开始到117M a黄河贯通之前的大约2 M a中,高原内外不仅沉积山麓扇砾岩和湖相沉积,也是形成山足剥蚀面的时期。这一级剥蚀面由于形成时代很新,表面形态仍很完整,经常保持着沿山麓向盆地中心倾斜的状态。在河西走廊东段黄羊河、杂木河一带的祁连山北坡,山足剥蚀面与更高的二级夷平面均保存完好且关系清楚(图1)。其中最低的山足剥蚀面面图1祁连山东段夷平面分布图Fig.1Planation surface distribution in the east of the Q ilianM ountain积最大,海拔高度稳定在2 4002 600m左右,向北缓倾,形成若干平行的顺向

13、河。这级山足剥蚀面后缘以陡坡方式与主夷平面相接,高差400600m。主夷平面海拔3 000m左右,以冬青顶为代表,不仅在夷平面上发现残留的红色风化壳,也见到岩性复杂的河流卵石,显示河流在主夷平面形成中起着重要作用。更加值得注意的是沿杂木河两岸主夷平面伸入山顶面保存良好的高山地区并转变为宽谷面,有力地证明了主夷平面与更高的山顶面是不同时代的产物。最高的黑鄂博掌夷平面(山顶面)海拔高度由东向西升高,可能与拱曲运动有关,西段已高出4 000m,有石环和高夷平阶地发育,盛夏尤见雪堤,冰缘作用正在进行,地面的改造是很强的。由图上可见山足面分布很广,上有黄土覆盖,最厚近200m,这和兰州一带所见一样。黄汲

14、清先生早年在大通河享堂附近曾指出高出河面300400m存在着一个准平原,命名为阿喇古准平原7,说的正是这一级地面。同时帕弗林诺夫也31期李吉均:青藏高原的地貌演化与亚洲季风在祁连山东段辨认出两级夷平面,他说一级高度在3 000m,低一级则有2 400m高8,和我们前面所述完全一致,即分别相当于主夷平面和山足剥蚀面。兰州附近的山足剥蚀面分布高度很稳定,保持在1 9502 100m左右,上覆碎屑层有时厚达20m,中夹石膏FT测年为1179M a。有趣的是伯班克在喜马拉雅山南的波特瓦尔高原通过古地磁及裂变径迹测年也得几乎一样的结论,波特瓦尔高原面形成于211119 M a之间,上覆L ei砾岩,火山

15、灰测年为116012M a(图2)。印度河及其支流Soan河切过波特瓦尔高原,其阶地系统曾经Terra de图2L ei砾岩与西瓦利克群的接触关系(据Burbank D W et al.,1984)Fig.2Contact between L ei conglomerate and Si walik Group(after Burbank D W et al.,1984)H研究,并把它们和阿尔卑斯山四次冰期作了对比。但是,由于缺乏测年资料,这种对比是牵强的,后来虽然经M ovius H重新订正,仍然不可靠,本文作者1980年实地考察了波特瓦尔高原,曾撰文论及此事9。相比之下,近10年来我们对兰

16、州地区黄河阶地及地貌发育所作的工作可以比较好地揭示发源于青藏高原的大河在第四纪的演化历史。其主要结论是黄河等大型水系是在青藏运动C幕之后(约117M a)才随着高原隆升组织成新的河谷系统的。顺便指出本人在“晚新生代黄河上游地貌演化与青藏高原隆起”(1996,中国科学(D辑),26(4):316322)一文中关于西宁湟水阶地的认识有误,文中T13、T14和T15并非河流阶地,湟水作为黄河的主要支流,其发育历史应是与黄河保持一致的。兰州黄河阶地共有七级,除第一级阶地没有出露基座(在桑园峡和虎头崖也具基座)外,其它均是基座阶地,基座之上除河床相卵石层及河漫滩相的淤泥质砂粘土外,均有厚度不等的风成黄土覆盖,总的来说阶地年龄愈老黄土愈厚。但也不尽然,九州台为第六级阶地,风成黄土厚达297m,但更高的第七级阶地和上述山地足剥蚀面上黄土均不超过200m,一般只有百余米。究其原因,乃在于老阶地分割强,缺乏广阔台地面以保持风积黄土。兰州黄河阶地自三十年代杨钟健先生开始关注以来,经陈梦熊、黄汲清、徐叔鹰以至近年的朱照宇等均有论述。近10年来我们对兰州阶地定年作了多种尝试,包括古地磁、14C、FT、TL及黄