青藏高原新生代古高度研究：現(xiàn)狀與展望

李樂意，常宏，關(guān)沖， 陶亞玲，沈俊杰，秦秀玲，權(quán)春艷，常小紅

1) 黃土與第四紀(jì)地質(zhì)國家重點實驗室，中國科學(xué)院地球環(huán)境研究所，西安，710061；2) 西安地球環(huán)境創(chuàng)新研究院，西安，710061；3) 中國科學(xué)院第四紀(jì)科學(xué)與全球變化卓越創(chuàng)新中心，西安，710061；4) 中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，西安，710054；5) 中國地震局地質(zhì)研究所，北京，100029；6) 中國科學(xué)院大學(xué)，北京，100049

內(nèi)容提要: 青藏高原新生代古高度研究是地球系統(tǒng)科學(xué)研究中的一個熱點、難點和重點，它是解決地球深部動力學(xué)、地貌地形演化和氣候變化等各部分相互關(guān)系的一個關(guān)鍵突破口。目前以古生物和氧同位素為代表的各種古高度計被用來重建青藏高原新生代的古高度歷史，但是不同的研究方法所得到的結(jié)果并不一致，關(guān)于青藏高原何時隆升到現(xiàn)在的海拔高度存在晚上新世、晚中新世和始新世等不同認(rèn)識。因為古高度結(jié)果的差異，所以對于青藏高原新生代的構(gòu)造隆升過程和動力機制也存在大的爭議。本文首先詳細(xì)的闡述了部分古高度計的應(yīng)用原理及其各自的優(yōu)缺點，收集總結(jié)了77條青藏高原新生代古高度研究的成果，梳理了目前青藏高原新生代古高度研究的歷史和現(xiàn)狀。然后在此基礎(chǔ)上討論了目前高原古高度研究的特點和存在的問題，即地層年代學(xué)、氧同位素和古生物古高度計結(jié)果的協(xié)調(diào)、“以點帶面”、區(qū)域研究程度差異較大、替代性指標(biāo)的多解性、古緯度影響、地質(zhì)時期溫度遞減率的不確定性、全球氣候變化的影響等特點和問題。最后就存在的特點和問題指出在恢復(fù)青藏高原新生代古高度時所需要完善和注意的方面，其中最重要的是注重地層年代學(xué)的可靠性。

印度板塊與歐亞板塊的碰撞以及深層熱隆擴展的聯(lián)合作用形成了平均海拔高，面積廣，變形強烈的青藏高原(Molnar and Tapponnier, 1975；崔軍文，1994；崔軍文和李鵬武，2001)。在青藏高原地球系統(tǒng)科學(xué)研究中，古高度的研究是一個熱點、難點和重點。加強對青藏高原古高度的研究具有重要的意義：① 理解和檢驗青藏高原隆升的機制和模式，如高原生長和向周邊擴展的時間等(England and Houseman, 1988; 劉代志，1992；Molnar, 2005)。② 探討高原隆升高度、重要的時間節(jié)點與亞洲季風(fēng)形成和演化等之間的耦合關(guān)系(Kutzbach et al., 1993; Molnar et al., 1993; An Zhisheng et al., 2001; Guo Zhengtang et al., 2002)。③ 高原的隆升對生物遷徙產(chǎn)生影響(鄧濤等，2017；Deng Tao et al., 2019)。 ④ 我國地形地貌宏觀格局以及大江大河演化形成的時間等與高原的隆升存在關(guān)聯(lián)(Zheng Hongbo et al., 2013)。⑤ “青藏高原構(gòu)造隆升—硅酸鹽的剝蝕、風(fēng)化—晚新生代氣溫降低”的“鏈條”效應(yīng)評判和證明需要加強青藏高原古高度演化歷史的研究(Raymo and Ruddiman, 1992)。

圖1青藏高原多圈層相互作用Fig. 1 Interaction of multiple spheres on the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau圖中綠色的圓點表示舊石器時代考古地點，黑色的線條表示縫合帶，藍(lán)色的線條表示河流; 據(jù) Chang Chengfa et al., 1986; Ding Lin et al., 2007; Zhang Xiaoling et al., 2018; Yao Tandong et al.,2013The green dots represent paleolithic archaeological sites, black lines represent sutures, and blue lines represent rivers; based on Chang Chengfa et al., 1986; Ding Lin et al., 2007; Zhang Xiaoling et al., 2018; Yao Tandong et al., 2013

總之古高度研究是將地球深部動力學(xué)、地貌地形演化和氣候變化等各部分聯(lián)系起來的一個紐帶，同時也是解決這些問題的一個關(guān)鍵突破口(圖1)。近年來關(guān)于青藏高原新生代的古高度研究取得了一些新的重要成果和認(rèn)識(如Su Tao et al., 2020)，但是關(guān)于高原地表的隆升過程仍然存在一些爭議，如運用不同的古高度計在同一地區(qū)得到的古高度結(jié)果相差大于1000 m(如Rowley et al., 2006; Sun Jimin et al., 2014);隨著研究的逐步深入，發(fā)現(xiàn)之前盆地新生代地層的年齡存在嚴(yán)重的問題，從而得到的古高度結(jié)果以及對應(yīng)的構(gòu)造動力學(xué)解釋也存在疑問(如Fang Xiaomin et al., 2020)。盡管已經(jīng)有相關(guān)學(xué)者對相關(guān)的古高度計以及影響因素等方面做過綜述，但是目前還沒有在此基礎(chǔ)之上討論青藏高原古高度研究的現(xiàn)狀和存在的問題(王成善等，2009；馮偉等，2019)。本文將首先總結(jié)分析可以用于重建新生代青藏高原古高度研究的方法及其優(yōu)缺點，然后整理截止到2021年初所取得的重要的古高度重建結(jié)果，但本文擬不開展詳細(xì)的高原具體塊體新生代隆升過程的討論，主要是因為一方面各塊體根據(jù)不同的方法古高度重建的結(jié)果存在很大的爭議，各塊體研究地點的古高度結(jié)果已有大量的數(shù)據(jù)文獻(xiàn), 對于這些結(jié)果各自有自己的評判標(biāo)準(zhǔn)和證據(jù)，本文不適宜具體討論某一區(qū)域的隆升過程；另一方面已有相關(guān)文獻(xiàn)詳細(xì)討論了主要構(gòu)造塊體和縫合帶的新生代隆升歷史(劉曉惠等，2017；Spicer et al., 2020)。在此基礎(chǔ)上，指出目前青藏高原新生代古高度研究的現(xiàn)狀和主要存在的特點和問題，并對青藏高原新生代古高度的研究進(jìn)行展望。

1 古高度研究的方法及在青藏高原上的應(yīng)用

從20世紀(jì)80年代開始，研究者們一直致力于不斷發(fā)展古高度替代性指標(biāo)。整體而言，這些古高度指標(biāo)可以劃分為定性和定量兩大類。在本文中對古高度指標(biāo)將不區(qū)分為定性還是定量指標(biāo)，而將逐一闡述，原因是古高度研究主要是確定海拔高度和隆升到具體某一高度的時間，目前已開發(fā)的一些古高度指標(biāo)雖然不能確定具體的海拔高度，但是可以定量限定高原隆升至最大高度的時間，如近南北向的正斷層。目前常用的一些古高度指標(biāo)包含有近南北向正斷層、火山熔巖噴發(fā)、河流的迅速下切、生物化石的共存分析法以及基于古土壤和碳酸鹽巖的同位素?zé)釀恿W(xué)模型和區(qū)域經(jīng)驗公式方法等，下面將分開簡要介紹。

1.1 近南北向正斷層

古高度的變化不可能被直接觀測到，一個廣泛、長期的觀點認(rèn)為高原上面近南北向正斷層開始發(fā)育的時間代表海拔高度最高的時間(Tapponnier and Molnar, 1977; Molnar and Tapponnier, 1978)。青藏高原近南北向正斷層主要分布在平均海拔最高的區(qū)域且32°N以南比以北地區(qū)分布廣泛，向南延伸到高喜馬拉雅地區(qū)陡然結(jié)束，向北穿過拉薩和羌塘地體，斷續(xù)延伸到金沙江縫合帶附近，這些近南北向的正斷層控制著新生代沉積(Molnar and Tapponnier, 1978； 崔軍文，1994；卞爽等，2021)(圖2)。在高原南部地區(qū)，通過念青唐古拉山(羊八井地塹)地區(qū)近南北向正斷層下盤巖體40Ar/39Ar年代學(xué)研究，揭示出斷層開始時間為8±1 Ma(Harrison et al., 1992)；在塔口拉地塹，正斷層開始的時間具有多期次特征，時間跨度為11 Ma到第四紀(jì)，斷層里水云母40Ar/39Ar結(jié)果指示也可能在14 Ma已經(jīng)開始 (Coleman and Hodges, 1995)；在拉薩地體，近南北向巖墻的40Ar/39Ar結(jié)果指示區(qū)域東西向伸展起始的年代為18.3±2.7 Ma到 13.3±0.8 Ma (Williams et al., 2001)。在高原中部的雙湖地塹，運用Rb-Sr和40Ar/39Ar兩種年代學(xué)方法對全巖以及單礦物分別測試、相互驗證，結(jié)果表明地塹形成的時間為13.5 Ma (Blisniuk et al., 2001)。在高原中北部地區(qū)，長江源地區(qū)有溫泉、常錯、當(dāng)拉錯納馬以及沱沱河等四個地塹，溫泉地塹正斷層形成的時間為9.3 Ma、6.6 Ma、3.3 Ma和3.7 Ma；當(dāng)拉錯納馬地塹正斷層形成的時間為 4.6 Ma和1.9 Ma；沱沱河地塹正斷層形成的時間為2.6 Ma和2.8 Ma，這些地塹開始的年代是利用電子自旋共振方法對斷面上發(fā)育的方解石脈測試得到的(李亞林等, 2006)；在東昆侖斷裂布喀達(dá)坂峰，化學(xué)剝蝕—熱電離質(zhì)譜法對流紋巖中的鋯石進(jìn)行了U-Pb分析，表明正斷層開始的時間為7 Ma(Niemi et al., 2017)。但是在青藏高原中部多格錯仁—雙湖地區(qū)，廣泛分布著近南北向的輝綠巖、安山巖質(zhì)斑巖的巖墻，這些巖墻形成的年代約為47～38 Ma，指示著東西向的伸展在始新世可能已經(jīng)開始(Wang Qiang et al., 2010)。還有其他較新的研究成果，如沃卡、邛多江、錯那—拿日雍錯地塹，指示唐古拉山及以北地區(qū)中新世中晚期可能已經(jīng)隆升到相當(dāng)高度的溫泉地塹，光釋光測年分析揭示出青藏高原東緣邊界帶，如安寧河河谷、大涼山構(gòu)造帶等在1.2～0.9 Ma存在一期弱伸展作用(吳中海等，2004，2007，2008；張岳橋等，2010)。綜合已發(fā)表的證據(jù)，可以明顯看出關(guān)于東西向伸展的年代最早可以達(dá)到約47 Ma，最晚可以到0.9 Ma，但是近南北向的巖脈或巖墻是充填于巖石裂隙的侵入體，并不一定與高原的東西向伸展相關(guān)，所以高原的近南北向裂谷似乎主要集中在中晚中新世，具體集中在約16.6 Ma～約5.1 Ma，另外，裂谷的啟動年代似乎具有自西向東逐步變晚的趨勢，這種年齡上的差異可能與測年的方法和對象的差異有關(guān)(按照測年的對象和方法可以分為 3 種：熱年代學(xué)和同位素年代學(xué)、電子自旋共振和磁性地層)，也可能與印度板片向東拆離相關(guān)，當(dāng)然，也可能是在地塹的演化過程中，不同正斷層形成的次序本身存在差異性，導(dǎo)致年代學(xué)存在差異(李亞林等，2005；哈廣浩等，2018；張佳偉，2020；Dong Hanwen et al., 2020; Zhang Weilin et al., 2020；卞爽等，2021)。但是對于東西向的伸展作為最大高度的標(biāo)志也存在不同的意見，如近南北向正斷層的出現(xiàn)可能代表了青藏高原隆升機制由南北向縮短向深部動力體制的轉(zhuǎn)變，而非高原隆升到最大高度的塌陷作用(李亞林等，2005)；在構(gòu)造應(yīng)力的作用下，巖石圈發(fā)生斷裂是普遍的現(xiàn)象，擠壓可以與走滑、拉伸相伴發(fā)生，所以把東西向伸展的正斷層作為高原隆升到最大高度的標(biāo)志存在一定的疑問(李吉均和方小敏，1998)；事實上，如果印度板塊向高原流動的量超過了高原向周邊流動的量，高原地殼厚度和高度的增加可以與東西向的伸展同時發(fā)生，在逐步碰撞的過程中這是一個自然現(xiàn)象且東西向的伸展可以持續(xù)較長的時間 (Kapp and Guynn, 2004)；在青藏高原中部，許多地塹沿著走滑斷層展布，如雙湖地塹，似乎暗示著沿著走滑斷層，在一個區(qū)域的拉分盆地里也可以形成正斷層，不一定需要區(qū)域伸展(Molnar, 2005)；也有人用“channel flow”來解釋這種近南北向的斷裂(張克信等, 2013)；青藏高原垮塌意味著重力擴散，物質(zhì)向邊界逃逸，而高原南北兩側(cè)是最有利于物質(zhì)擴散的，所以形成的伸展應(yīng)該是南北向的，但事實卻是東西向的(張進(jìn)江和丁林，2003)；還有學(xué)者指出近南北向裂谷系的形成與印度板塊陸—陸俯沖造成的正交方向拉張以及下地殼流對中上地殼產(chǎn)生的底辟作用有關(guān)，不同于東非裂谷系和貝加爾等裂谷系(楊文采等，2019a)。另外目前對于張性正斷層形成的機理和高原隆升的機制還不清楚且這一方法不能給出古高度的具體數(shù)值(吳福元, 2013)。

圖2 青藏高原部分地塹(正斷層)分布及年代Fig. 2 Distribution and age of parts of grabens (normal fault) in the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau黑色的線條表示縫合帶(Chang Chengfa et al., 1986)。近南北向正斷層啟動年齡：(1)布喀達(dá)坂峰(Niemi et al., 2017)；(2)多格錯仁—雙湖(Wang Qiang et al., 2010)；(3)沱沱河(李亞林等，2006)；(4)溫泉(李亞林等，2006)；(5)常錯(李亞林等，2006)；(6)當(dāng)拉錯納馬(李亞林等，2006)；(7)雙湖(Blisniuk et al., 2001)；(8)錯那(吳中海等，2005)；(9)羊八井(Harrison et al., 1995)；(10)格達(dá)(哈廣浩，2019)；(11)納木那尼峰(Murphy et al., 2002)；(12)Ringbung(Ratschbacher et al., 2011)；(13)Gyanze(Ratschbacher et al., 2011)；(14)亞東(Edwards and Harrison, 1997)；(15)錯那(李漢敖，2020)；(16)Lingshi(Cooper et al., 2015)；(17)申扎—定結(jié)(Hager et al., 2009)；(18)申扎—定結(jié)(Zhang Jinjiang and Guo Lei, 2007)；(19)阿瑪直米山脈(Kali et al., 2010)；(20)孔錯(Lee et al., 2011)；(21)帕拜宗(Williams et al., 2001)；(22)孔錯(Mitsuishi et al., 2012)；(23)許如錯—當(dāng)惹雍措(李漢敖，2020)；(24)當(dāng)惹雍錯(Wolff et al., 2019)；(25)Lopukangri(Sanchez et al., 2010)； (26)Thakkhola(Brubacher et al., 2020)；(27)Thakkhola(Coleman and Hodges, 1995)；(28)亞熱地區(qū)(李漢敖，2020)；(29)South Lunggar(Styron et al., 2013)；(30)隆格爾(Sundell et al., 2013)；(31)Leo Pargil(Hintersberger et al., 2010)Black lines represent sutures (Chang Chengfa et al., 1986). Starting time of the nearly north—south normal faults: (1) Bukadabanfeng (Niemi et al., 2017); (2) Duogecuoren—Shuanghu Lake (Wang Qiang et al., 2010); (3) Tuotuo River (Li Yalin et al., 2006&); (4) Wenquan (Li Yalin et al., 2006&); (5) Chang Co (Li Yalin et al., 2006&); (6) Danglacuonama (Li Yalin et al., 2006&); (7) Shuanghu Lake (Blisniuk et al., 2001); (8) Tsona (Wu Zhonghai et al., 2005&); (9) Yabajing (Harrison et al., 1995); (10) Geda (Ha Guanghao, 2019&); (11) Gurla Mandhata (Murphy et al., 2002); (12) Ringbung (Ratschbacher et al., 2011); (13) Gyanze (Ratschbacher et al., 2011); (14) Yadong (Edwards and Harrison, 1997); (15) Tsona (Li Hanao, 2020&); (16) Lingshi Fault (Cooper et al., 2015); (17) Xainza—Dinggye (Hager et al., 2009); (18) Xainza—Dinggye rift (Zhang Jinjiang and Guo Lei, 2007); (19) Ama Drime (Kali et al., 2010); (20) Kung Co (Lee et al., 2011); (21) Pabaizong (Williams et al., 2001); (22) Kung Co (Mitsuishi et al., 2012); (23) Xuru Co— Tangra Yum Co (Li Hanao, 2020&); (24) Tangra Yumco (Wolff et al., 2018); (25) Lopukangri (Sanchez et al., 2010); (26) Thakkhola (Brubacher et al., 2020); (27) Thakkhola (Coleman and Hodges, 1995); (28) Yare (Li Hanao, 2020&); (29) South Lunggar (Styron et al., 2013); (30) Longgeer (Sundell et al., 2013); (31) Leo Pargil (Hintersberger et al., 2010)

1.2 鉀質(zhì)火山巖的噴發(fā)

部分學(xué)者認(rèn)為鉀質(zhì)火山巖的噴發(fā)可能代表著高原隆升到現(xiàn)在的海拔高度(Turner et al., 1993)。鉀質(zhì)火山巖一般定義為K2O的質(zhì)量百分?jǐn)?shù)大于Na2O的質(zhì)量百分?jǐn)?shù)(Wang Chengshan et al., 2014)。通過對采自于可可西里中中新世之后火山巖樣品的年代學(xué)和同位素研究，Turner等(1993)認(rèn)為這些火山巖來自于巖石圈地幔，但是同時強調(diào)巖石圈地幔的減薄(拆沉)對這些火山巖形成的重要作用。因為地幔巖石圈的拆沉可以使得高原隆升到現(xiàn)在的高度(England and Houseman, 1989)，因此，鉀質(zhì)火山巖的出現(xiàn)可能表明青藏高原的隆升或者達(dá)到現(xiàn)在高度。但是用鉀質(zhì)火山巖指示高原隆升到現(xiàn)在的高度存在問題。一是鉀質(zhì)火山巖形成的原因還存在爭議(Wang Chengshan et al., 2014)；二是13 Ma鉀質(zhì)火山巖在青藏高原出現(xiàn)表示高原已經(jīng)達(dá)到現(xiàn)在的高度，但是目前鉀質(zhì)火山巖的年齡可以追溯到約55～45 Ma(圖3)，意味著高原在那時就可能已經(jīng)隆升到目前的高度(楊迪，2011；Ding Lin et al., 2007)；三是模型顯示在巖石圈地幔中存在一個“富鉀層”，但是其形成原因未知(鄧萬明, 1998)。

圖3 青藏高原火山巖及部分鉀質(zhì)火山巖年齡分布Fig. 3 Volcanic rocks and the age distribution of some potassium volcanic rocks in the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau 黑色線條表示縫合帶; 據(jù) Chang Chengfa et al., 1986; Ding Lin et al., 2007;Xia Linqi et al., 2011;Guo Zhengfu et al., 2019The black lines represent sutures; based on Chang Chengfa et al., 1986; Ding Lin et al., 2007; Xia Linqi et al., 2011; Guo Zhengfu et al., 2019

1.3 古環(huán)境演化指標(biāo)

越來越多的證據(jù)表明青藏高原由中部逐漸向北部和東北部等邊緣地區(qū)擴展和生長(張培震等, 2006; Tapponnier et al., 2001; Molnar, 2005; Wang Chengshan et al., 2014)。高原隆升與季風(fēng)的形成演化之間存在關(guān)聯(lián)(Molnar et al., 1993)。模擬研究顯示青藏高原生長到至少現(xiàn)在高度的一半時可以維持類似于現(xiàn)在的夏季風(fēng)(Kutzbach et al., 1993)；隨著高原的擴展和生長，亞洲內(nèi)陸干旱化逐漸加劇，夏季風(fēng)不斷增強(An Zhisheng et al., 2001)，且高原隆升對東亞季風(fēng)的影響要比南亞季風(fēng)大(Liu Xiaodong and Yin Zhiyong, 2002)；東亞夏季風(fēng)的形成演化可能與青藏高原主體隆升，尤其是高原北部的隆升具有強的關(guān)聯(lián)性，南亞夏季風(fēng)則對喜馬拉雅山的隆升更敏感(Zhang Ran et al., 2012; Liu Xiaodong and Dong Buwen, 2013)。因為青藏高原的隆升對亞洲內(nèi)陸干旱化以及亞洲季風(fēng)具有大的影響，所以可以依據(jù)高原周邊的古環(huán)境記錄的突變點(事件)來間接指示高原的古高度變化，如黃土—古土壤記錄的東亞季風(fēng)演化，北太平洋風(fēng)塵記錄的亞洲內(nèi)陸干旱化等(安芷生等, 2006；李樂意等，2015，2021)。基于此，安芷生等(2006)認(rèn)為中新世以來高原經(jīng)歷了6次重要的構(gòu)造事件；黃土高原的中新世紅黏土(25～22 Ma)為高原的隆升提供了“金釘子”，認(rèn)為晚漸新世—早中新世青藏高原可能已經(jīng)達(dá)到足以改變大氣環(huán)流的高度與范圍(Qiang Xiaoke et al., 2011；郭正堂, 2017)。但是此種方法存在諸多的不確定性，因為某一環(huán)境突變事件的影響因素存在多解性；某一環(huán)境事件在不同的地區(qū)其反應(yīng)的時間存在差異性。如5 Ma以來大洋陸源沉積量增加了4倍，這一事件被解釋為隨著北極冰蓋的形成，全球氣候的變化，使得氣溫、降水、植被、海平面等各方面存在不穩(wěn)定性使得剝蝕作用加強 (Zhang Peizhen et al., 2001)。但是深海沉積10Be/9Be的值確卻是相對穩(wěn)定的，并沒有5 Ma以來剝蝕速率的增加，這一階段沉積速率的增加可能是測量導(dǎo)致的誤差，而并不是真實的地質(zhì)事件(Willenbring and von Blanckenburg, 2010)。

1.4 古生物古高度計

運用古生物化石(植物、動物)來重建古高度基于的原理是所發(fā)現(xiàn)的化石群落生存的古環(huán)境與它們最相近現(xiàn)生類群的生長環(huán)境相近。目前，基于古植物古高度計發(fā)展的方法有：共存法、葉相法、葉片氣孔密度法等。

共存法可以定性或者定量的指示古高度。在定性方面如可以得到“熱帶”，“亞熱帶”或者“溫帶”等特征，在定量方面可以得到具體的溫度數(shù)值，主要是分析與化石植物最接近的現(xiàn)代植物種屬的溫度變化范圍來確定共存溫度(如年平均溫度的共同部分)，適用于各種類型的化石植物群(Mosbrugger and Utescher, 1997； 孫啟高，2008)。但是此方法存在下面幾個問題：一是化石的鑒定主要是基于植物化石的殘體，不能從形態(tài)學(xué)以及解剖學(xué)上來確定化石的種屬；二是具有繁殖功能的種子、孢粉等其形態(tài)學(xué)特征在地質(zhì)歷史的演化中會存在變化；三是對于發(fā)現(xiàn)的化石可能鑒定不到屬一級，也可能種屬已經(jīng)絕滅或者鑒定錯誤(Meyer, 2007)。這種方法運用的是“將今論古”的地質(zhì)方法，在青藏高原已經(jīng)開展了很多研究(如Sun Jimin et al., 2014)。但是運用古生物古高度計重建古高度近些年來受到了質(zhì)疑(Molnar and England, 1990; Molnar, 2005)。

葉相法建立的基礎(chǔ)是某種植物形態(tài)的特征與氣候之間的關(guān)系。在現(xiàn)代植物森林中，來自于不同的地理空間但是氣候相似的區(qū)域經(jīng)常具有不同的種屬成分，但是它們具有相同的葉相特征，因為在趨同演化的作用下，在相似的氣候條件下會演化出相似的適應(yīng)性葉相特征(Meyer, 2007)。在生物化石研究中，葉相特征包括有如葉片大小、葉緣是否有鋸齒等(Wolfe, 1978)。葉相分析法隨著多變量氣候—葉相分析法(Climate-Leaf Analysis Multivariate Program, CLAMP)的發(fā)展而發(fā)展(Wolfe, 1993)，CLAMP是一個大的數(shù)據(jù)庫，運用對應(yīng)分析方法分析來自于現(xiàn)代森林葉子的葉相特征與它們生存的氣候變量之間的關(guān)系，可以回避掉共存法中的準(zhǔn)確鑒定以及演化中變化的生態(tài)幅等問題，同時可以準(zhǔn)確地確定年平均溫度，其誤差可以達(dá)到≤1℃(Meyer, 2007)。目前該方法已經(jīng)在青藏高原古高度的研究中多次使用且取得了可以與穩(wěn)定同位素古高度計相互印證的結(jié)果(Spicer et al., 2003; Ding Lin et al., 2017; Su Tao et al., 2018, 2019, 2020; Song Bowen et al., 2020)。

葉相氣孔密度法是通過用植物化石中的氣泡密度和指數(shù)來重建CO2的分壓，確定古高度。該方法具有精度高的特點，因為其與微觀的氣候條件如溫度、濕度、輻射等不相關(guān)，但是葉子的背光與向光以及海平面CO2濃度的不確定性對古高度重建的結(jié)果影響較大(Kouwenberg et al., 2007)。

運用動物化石重建古高度與上述的植物共存法原理基本一致。目前在青藏高原上已有較多研究結(jié)果 (Deng Tao et al., 2011; Chang Miman and Miao Desui, 2016; Wu Feixiang et al., 2017)。但是這里還需要指出的是在運用古生物古高度計的過程中，可能需要考慮評判生物物種在地質(zhì)歷史時期的進(jìn)化對古高度結(jié)果恢復(fù)的影響。

1.5 玄武巖氣孔大小與分布高度計

玄武巖氣孔古高度計基于的原理是玄武巖熔巖流頂、底氣泡的壓力差。玄武巖噴發(fā)以熔巖流的形式存在。新形成的熔巖流其頂部氣孔的壓力僅僅是大氣壓，但是底部的氣孔受到的壓力除了大氣壓還有上覆熔巖產(chǎn)生的靜壓力，這樣底部和頂部氣孔的體積不一樣，根據(jù)公式(1)就可以算出古氣壓(Sahagian and Proussevitch, 2007)。

(1)

Vtop表示頂部的氣孔體積;Vbase表示底部的氣孔體積;Patm表示玄武巖侵位時的古大氣壓，ρ表示熔巖流的密度;g是自由落體加速度，H是熔巖流的厚度(圖4)。

圖4 古大氣壓的測定(據(jù)Sahagian et al., 2002修改)Fig. 4 Measurement of paleoatmospheric pressure (modified from Sahagian et al., 2002)

因為新生代時期海平面大氣壓變化不顯著，可以根據(jù)大氣壓與高程的關(guān)系計算出古高度。這種方法已經(jīng)初步運用到科羅拉多高原隆升的時間和幅度等方面的研究(Sahagian and Proussevitch, 2002, 2007)。該方法不受周圍環(huán)境不確定性影響，只與海拔有關(guān)，制約因素較少；測試對象的年齡可以通過放射性同位素進(jìn)行絕對的定年(Sahagian and Proussevitch, 2007)。運用該方法確定古大氣壓基于 3 個前提：①玄武巖噴出時擁有大量充分混合的氣泡使得它們最初的質(zhì)量分布不是熔巖流垂直位置的函數(shù)，這一點熔巖流是完全滿足的；②熔巖流經(jīng)歷了簡單的侵位歷史，即熔巖流噴出來后，原位固結(jié)之后沒有進(jìn)一步的擾動，如熱脹冷縮，這一點需要仔細(xì)辨別；③在熔巖流固結(jié)之前，沒有因土壤水汽、植物燃燒等在底部形成的氣泡。另外該方法在運用的過程中為了確保準(zhǔn)確性需要確定熔巖流的氣泡大小分布以及熔巖流侵位歷史。熔巖流氣泡大小可以用X射線層析成像方法準(zhǔn)確的測定，這種方法可以把古高度的誤差限定在400 m范圍之內(nèi)且可以快速大量測試相關(guān)樣品，減少因為局部玄武巖氣泡導(dǎo)致的誤差。這種方法也存在一定的缺點，玄武巖氣孔古高度計重建古高度一個重要前提是校正氣孔的壓力，而這個壓力與熔巖流的厚度具有很大的關(guān)系，因此需要確定熔巖流的厚度在整個熔巖流固結(jié)之前沒有變化，但是熱脹冷縮是最常見的現(xiàn)象，所以在野外時確定這些因素非常關(guān)鍵。只有簡單的玄武巖侵位歷史才能用于古高度的重建，野外采樣條件要求較高(Sahagian and Proussevitch, 2007；戴緊根等，2010)。

1.6 宇宙成因核素高度計

當(dāng)次級的宇宙射線在到達(dá)地球表面后與巖石發(fā)生作用，從而在巖石里產(chǎn)生宇宙成因的核素。巖石和礦物成分會直接影響產(chǎn)生哪種核素以及數(shù)量。絕大部分核素產(chǎn)生于組成巖石的元素，如O，Si或者Ca，I產(chǎn)生于稀土元素的中子分裂。宇宙成因核素的產(chǎn)率對高度的變化敏感。海拔越高，產(chǎn)率越大，因為海拔高的地區(qū)宇宙射線穿越的大氣質(zhì)量少。同時宇宙成因核素還對樣品的埋藏深度敏感，埋藏越深其產(chǎn)率越小，因為宇宙射線穿過地層會損耗且?guī)r石的密度要比大氣的高。用基巖或沉積物中的宇宙成因核素濃度限定相關(guān)區(qū)域產(chǎn)率歷史，那么可以用產(chǎn)率來推導(dǎo)古高度(Riihimaki and Libarkin, 2007)。該方法的主要優(yōu)點在于其不依賴于地質(zhì)歷史時期的溫度、降水等古環(huán)境因素，僅決定于高度和緯度。在運用該方法時要注意宇宙成因核素的產(chǎn)率是時間的一個函數(shù)，當(dāng)樣品長期處于暴露的環(huán)境下，長時間后其產(chǎn)量將達(dá)到平衡，此后其濃度不受時間的影響，只受海拔高度和緯度的影響。但是當(dāng)樣品在暴露的時間過程中發(fā)生過侵蝕和沉積，那么必須限定沉積和侵蝕的速率。宇宙成因核素古高度計一般具有下面幾個誤差來源：①大氣參數(shù)的不確定性導(dǎo)致產(chǎn)率和大氣深度的變化，地質(zhì)參數(shù)引起的樣品埋藏深度的變化，實驗參數(shù)引起的測量誤差；②次級宇宙射線流以及宇宙射線成分很難評價，一般假設(shè)在地質(zhì)時期宇宙射線的產(chǎn)率和成分是穩(wěn)定的；③樣品的埋藏歷史是主要的誤差來源(Riihimaki and Libarkin, 2007)。這種方法已經(jīng)運用到造山帶地區(qū)的古高度研究，如在安第斯山西部，通過測試分析沖積成因卵石樣品中原位宇宙成因3He的濃度，然后模擬在不同的高原隆升歷史的情況下3He的產(chǎn)率，與已測試得到的濃度值進(jìn)行對比，結(jié)果表明安第斯山西部在14 Ma之前可能已經(jīng)隆升到接近現(xiàn)在的海拔高度(Evenstar et al., 2015)。

1.7 穩(wěn)定同位素高度計

在過去幾十年，受構(gòu)造運動和地球動力學(xué)等問題的驅(qū)使(Blisniuk and Stern, 2005; Rowley and Garzione, 2007；Mulch, 2016)，穩(wěn)定同位素古高度計的發(fā)展取得較大的進(jìn)步。截止目前，穩(wěn)定同位素古高度計已經(jīng)被廣泛的應(yīng)用到地貌演化歷史等研究中，如喜馬拉雅—青藏高原(Garzione et al., 2000; Rowley and Currie, 2006; Polissar et al., 2009; Ding Lin et al., 2014; Li Leyi et al., 2020)，安第斯山 (Garzione et al., 2008; Mulch et al., 2010; Carrapa et al., 2014; Garzione et al., 2017)，北美的科迪勒拉山(Mulch and Chamberlain, 2007; Huntington et al., 2010; Fan Majie and Carrapa, 2014)，歐洲的阿爾卑斯山(Campani et al., 2012)以及新西蘭的南阿爾卑斯山(Chamberlain and Poage, 2000)。

在許多中緯度到低緯度的山系，大氣降水的δ18O和δD值具有隨著山脈海拔高度的增加而降低的普遍特征(Mulch, 2016)。因為水蒸氣、雨、雪等在不同相的轉(zhuǎn)化過程中會存在分餾，隨著海拔的增高，水蒸氣會冷縮，重同位素(18O、2H)會首先沉降，所以海拔越高的地點其重同位素的含量就越少(Gonfiantini et al., 2001)。這是穩(wěn)定同位素古高度計的基本原理(圖5)。如果山間河湖的補給主要是降水，河湖里面的礦物在形成的過程中與河湖水達(dá)到氫氧同位素的平衡，就可以保留當(dāng)時的同位素值，成為古高度計。其研究的對象有成壤、湖相和自生碳酸鹽(Quade et al., 2007)，含水硅酸鹽和玻璃(Mulch and Chamberlain, 2007)或者生物指標(biāo)等(Jia Guodong et al., 2015; Deng Lihuan et al., 2018; Chen Chihao et al., 2020)。穩(wěn)定同位素古高度計目前雖然廣泛應(yīng)用于造山帶的古高度恢復(fù)，但是此指標(biāo)仍存在一定的局限性：

圖5 山脈使氣團上升，降水逐漸減少,從而形成山腳和山頂溫度、降水和同位素梯度(據(jù) Poage and Chamberlain, 2006)Fig. 5 Mountains cause the air mass to rise and the precipitation to decrease gradually, thus forming the temperature, precipitation and isotope gradient at the foot and top of the mountain (modified from Poage and Chamberlain, 2006)

(1)這種方法在中低緯度地區(qū)比較適用，尤其是低緯度，水汽來源單一的地方運用較好，在高原或者大陸內(nèi)部存在不確定性(Rowley et al., 2001； Lechler et al., 2013)。

(2)運用高海拔和低海拔地區(qū)同位素的差值確定古高度，其中低海拔或者水汽來源地的同位素值較難確定。

(3)目前，對氫氧同位素的分餾機制還缺乏充分的了解，難以判斷同位素值的變化是僅來源于海拔的變化(吳福元, 2013)。

(4)地質(zhì)歷史時期古高度的確定，一個重要的前提是確定水汽的來源和性質(zhì)，這一點也較難確定(吳福元, 2013; Sun Jimin et al., 2014)。

(5)成巖作用可以改變碳酸鹽的同位素值，取決于成巖過程中方解石化、重結(jié)晶以及流體來源的溫度，成巖作用使得用碳酸鹽來重建古高度基本失去了意義(Garzione et al., 2004)。

(6)穩(wěn)定同位素應(yīng)用是基于穩(wěn)定同位素隨著海拔的增高存在瑞利分餾，但是當(dāng)山體的海拔，如青藏高原比其現(xiàn)在的高度低一半多時，降水氧同位素與高度之間沒有相關(guān)關(guān)系，在這些地區(qū)，氧同位素的分餾主要是通過局部的對流和再循環(huán)完成的(Shen Hong and Poulsen, 2019)。

(7)這種方法運用的前提假設(shè)如知道碳酸鹽巖形成時的溫度、與大氣降水保持動力平衡、現(xiàn)在降水δ18O的遞減率沒有明顯的變化、重建的地質(zhì)時期氣候沒有大的波動和低海拔地區(qū)或基點的δ18O已知等很難得到滿足(Deng Tao et al., 2019)。

(2)

通過磷酸溶解碳酸鹽得到CO2中的18O13C16O的豐度與碳酸鹽中的18O13C16O2-離子豐度成比例，使得可以用在多種溫度下沉積的、代表地表環(huán)境的方解石來校正碳酸鹽古高度計。校正公式為：

(3)

這個公式可以應(yīng)用到沉積時溫度為1 ℃到50 ℃之間(Ghosh et al., 2006)。

這種方法應(yīng)用在干旱環(huán)境中可能非常有用，但是事實上其最強大的功能是在一個樣品中可以同時測量兩個隨高度變化的參數(shù)，即溫度和地表水的δ18O值，用來重建古高度(Rowley and Garzione, 2007)。一般而言，在古高度的研究中具有以下用途：① 表層碳酸鹽的生長溫度可以與測量的大陸溫度遞減率進(jìn)行對比確定古高度；② 碳酸鹽生長的溫度可以幫助更準(zhǔn)確的限定碳酸鹽生長時大氣降水的同位素值；③ 獨立的限定碳酸鹽生長的溫度和水體的同位素成分，可以用這兩個變量與海拔斷面上的年平均溫度和年加權(quán)平均同位素對比校正高度的變化(Rowley and Garzione, 2007)。目前，耦合同位素已經(jīng)運用到青藏高原、安第斯山、北美盆—嶺、落基山等地區(qū)(Ghosh et al., 2006；Lechler et al., 2013；Abbey et al., 2017；Ingalls et al., 2017; Li Lin et al., 2018; Xiong Zhongyu et al., 2020)。

1.8 熱年代學(xué)高度計

低溫?zé)崮甏鷮W(xué)主要是根據(jù)巖石礦物中放射性元素的衰變或裂變在晶體內(nèi)的產(chǎn)出和累積來確定樣品在某一地質(zhì)時期或某時間點所經(jīng)歷的溫度歷史。雖然青藏高原低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究相對薄弱且熱年代學(xué)在構(gòu)造地貌中應(yīng)用的理論基礎(chǔ)和信號解譯缺乏系統(tǒng)性的研究，但是低溫?zé)崮甏鷮W(xué)可以將樣品的冷卻年代與封閉溫度結(jié)合起來，可以定量地約束巖石的剝露、抬升等構(gòu)造地質(zhì)過程(周祖翼，2014；王修喜，2017)。同時，低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法由于具有較低的封閉溫度，其中磷灰石(U/Th)/He(AHe)為 67℃、鋯石(U/Th)/He(ZHe)是183℃、磷灰石裂變徑跡(AFT)為117℃、鋯石裂變徑跡(ZFT)為232℃，對地殼2～5 km深度范圍內(nèi)的構(gòu)造活動具有很好的敏感度(Brandon et al., 1998；Ketcham et al., 1999; Farley, 2000; Reiners et al., 2004; 周祖翼，2014)。因此，該方法最近幾年常被用來研究高原的隆升歷史(如Wang Erchie et al., 2012)。利用低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法來約束巖體的剝露速率主要有熱史模擬法、年齡—封閉溫度法、礦物對法和年齡—高程法等幾種方法(丁汝鑫等，2007)。目前應(yīng)用基巖和碎屑巖熱年代學(xué)等方法研究了高原北部、東部、南部等構(gòu)造抬升剝露歷史，如在沿祁連山北緣金佛寺巖體，Zheng Dewen等(2010)采集了一系列樣品開展(U/Th)/He研究，結(jié)果顯示年齡隨著高程降低在約9.5 Ma出現(xiàn)了拐點，表明金佛寺巖體在9.5 Ma發(fā)生了隆升事件。在東部龍門山地區(qū)，運用AFT、ZFT、ZHe、AHe多方法研究表明高原東部在30～25 Ma和15 ～0 Ma經(jīng)歷了兩期次隆升(Wang Erchie et al., 2012)。在喜馬拉雅地區(qū)，通過總結(jié)裂變徑跡資料，發(fā)現(xiàn)喜馬拉雅山的隆升主要集中在中新世以后，具體存在18～11 Ma和9～0 Ma兩次快速隆升期(劉超等，2007)。雖然這種方法現(xiàn)在運用很廣，但是也存在明顯的缺點：① 此種方法可以很好得約束抬升剝蝕的歷史，但是無法定量的給出研究區(qū)的海拔高度；② 運用此方法所約束的快速剝蝕歷史，這種剝蝕是由構(gòu)造抬升導(dǎo)致還是因為降水增加導(dǎo)致，目前還不能區(qū)分，一個很好的例子就是湄公河于17 Ma開始的迅速下切是由季風(fēng)增強，降水增加導(dǎo)致的而不是構(gòu)造抬升(Nie Junsheng et al., 2018)；③ 單一的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法僅可以記錄地質(zhì)體變形達(dá)到特定溫度條件下的事件信息，為了獲取完整的溫度信息，則需要多種方法交叉共同研究，如將高溫(U-Pb、Rb-Sr等)、中溫(40Ar-39Ar)、低溫?zé)崮甏鷮W(xué)與地層、地貌等方法結(jié)合在一起，則可以獲取早期巖漿侵位—礦化作用—侵蝕—河流搬運—盆地沉積等一系列熱演化的信息(Bernet，2019; 田朋飛等，2020)。后期可能需要開發(fā)新的熱年代學(xué)溫度計以及改進(jìn)熱年代學(xué)計算模型和模擬軟件等(田朋飛等，2020)。

1.9 其他古高度計

最近，一些新的古高度指標(biāo)被引入到高原的古高度研究。Hu Fangyang等(2020)通過建立全球造山帶海拔高度與巖漿巖Sr/Y和La/Yb值的相關(guān)方程，計算重建了青藏高原白堊紀(jì)至今的古高度變化，結(jié)果顯示始新世—漸新世時期，羌塘地塊發(fā)生了顯著隆升并且已基本達(dá)到～5000 m的高度。南拉薩地塊(岡底斯)的古高度也在這個時期發(fā)生隆升，達(dá)到現(xiàn)在的高度。但是，在高原的中部(中拉薩和北拉薩地塊)海拔相對較低(～2500 m)，進(jìn)入中新世后，青藏高原整體基本達(dá)到現(xiàn)今的海拔高度。Tang Ming等(2021a)通過收集全球鋯石的Eu異常和全巖La/Yb值數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)這兩者之間存在很好的相關(guān)性，那么可以用鋯石的Eu異常來計算地殼的厚度，同時建立了兩者之間的經(jīng)驗公式，進(jìn)而得到海拔高度。作者沿途采集匯入雅魯藏布江的支流的河沙并后續(xù)完成相關(guān)的鋯石分析工作，重建了岡底斯山過去150 Ma地殼厚度的變化，結(jié)果顯示岡底斯山在約30 Ma地殼厚度達(dá)到60～70 km，隆升到接近現(xiàn)在的海拔高度(Tang Ming et al., 2021a)。后續(xù)Tang Ming等(2021b)進(jìn)一步運用碎屑鋯石中的Eu異常，重建了地球4.5 Ga活躍地殼的厚度變化，結(jié)果顯示，地球中年存在長期的造山沉寂，一直到新元古代才逐漸恢復(fù)。

上述各種古高度計所基于的原理、優(yōu)缺點等總結(jié)于表1。

表1 部分古高計的原理及優(yōu)缺點Table 1 Principles, advantages and disadvantages of some methods of the paleoaltimeters

上述的古高度限定方法被大量運用于青藏高原古高度的恢復(fù)，雖然部分結(jié)果存在很大的爭議且不同的方法在同一個地區(qū)同一地質(zhì)時期所恢復(fù)的古高度結(jié)果差異較大，但是不可否認(rèn)的是青藏高原古高度限定方法最近幾年取得了很大的進(jìn)展(如Su Tao et al., 2020)。部分青藏高原古高度恢復(fù)結(jié)果總結(jié)于表2和圖6。

圖6 青藏高原及周邊造山帶目前古高度研究部分結(jié)果Fig. 6 Part paleoaltitude results of the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau and surrounding orogenic belts黑色線條表示縫合帶 ; 據(jù) Chang Chengfa et al., 1986The black lines represent sutures; from Chang Chengfa et al., 1986

2 青藏高原古高度研究歷史與現(xiàn)狀

關(guān)于青藏高原新生代古高度的研究雖然取得了大的進(jìn)展，但是爭議仍然存在。在20世紀(jì)70年代，在希夏邦馬峰考察時，在海拔5700～5900 m一套上新世中晚期之前的砂巖層里面發(fā)現(xiàn)了高山櫟化石，按照發(fā)現(xiàn)的植物化石，到中新世時，西藏部分地區(qū)的古高度在2000 m以上，上新世時希夏邦馬峰的海拔為2000～2500 m，意味著在上新世之后數(shù)百萬年間，希夏邦馬峰隆升了約3000 m (徐仁等, 1973)。但是此次基于生物化石重建古高度時，并沒有考慮進(jìn)去全球溫度的變化，因而可能存在不確定性；根據(jù)沉積相、古巖溶、動植物群化石、冰川活動、古土壤以及地形地貌變化等，李吉均等(1979)認(rèn)為青藏高原曾被兩次夷平，直到上新世末，地面的海拔高度也僅有1000 m，自上新世以來，高原隆升了3500～4000 m。這是一篇具有里程碑意義的集體創(chuàng)作文章。后來根據(jù)臨夏盆地的古地磁結(jié)果、沉積相變化、黃河階地以及磨拉石等研究，李吉均等(1996)進(jìn)一步指出30～3.4 Ma形成的高原主夷平面于3.4 Ma解體，被稱之為青藏運動A幕，2.5 Ma以積石礫石層變形和部分地層缺失為特征的高原隆起被稱之為青藏運動B幕，在1.66 Ma高原隆起導(dǎo)致的黃河出現(xiàn)、黃河現(xiàn)代水系格局的形成被稱之為青藏運動C幕，另外，在1.2 Ma和0.15 Ma黃河開始最大幅度的下切，被稱之為黃河運動和共和運動。在昆侖山埡口地區(qū)，一套近700 m的晚新生代地層(5.0～0.71 Ma)沉積相的變化、不整合接觸和生物化石等證據(jù)表明昆侖山地區(qū)在0.7～0.6 Ma發(fā)生了強烈的構(gòu)造隆升，由之前的1500 m左右隆升到現(xiàn)在的海拔高度，最開始這次運動被稱之為昆埡運動，后與李吉均等(1996)命名的黃河運動一起稱為昆黃運動(崔之久等，1997；宋春暉等，2005)。通過古巖溶再結(jié)晶方解石的裂變徑跡年代學(xué)研究，指出青藏高原主夷平面形成于19～7 Ma且形成時期的海拔在500～1500 m之間，現(xiàn)代意義上的高原主要形成于5 Ma之后(崔之久等，1996)。但是根據(jù)可可西里東部地區(qū)相鄰山間盆地的火山地貌年齡，認(rèn)為主夷平面形成于9.9～6.95 Ma(李炳元等，2002)。根據(jù)火山活動，鄧萬明和孫宏娟(1999)推斷高原面在上新世晚期隆升到4000～4500 m。上述的研究現(xiàn)狀表明20世紀(jì)70～90年代，對于青藏高原隆升過程和古高度方面我國學(xué)者認(rèn)為現(xiàn)代意義上的高原主要形成自上新世以來，之前高原的海拔高度可能不超過1500 m，且高原的隆升速率有從老到新愈來愈快的趨勢(肖序常和王軍，1998)。

與此同時，國外學(xué)者關(guān)于青藏高原何時隆升到現(xiàn)在的海拔高度也取得了進(jìn)展。20世紀(jì)90年代，在羊八井附近，來自兩個峽谷糜棱巖的40Ar-39Ar熱年代學(xué)結(jié)果顯示在8～4 Ma和7～4 Ma時間段內(nèi)變冷，Harrison等(1992)認(rèn)為這兩個地方快速變冷是由正斷層活動導(dǎo)致的構(gòu)造剝蝕所形成，意味著青藏高原在8～7 Ma已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度。在尼泊爾中北部的安娜普爾納峰，采自正斷層里面的云母的最小40Ar-39Ar年齡約為14 Ma，說明青藏高原在約14 Ma之前已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度(Coleman and Hodges, 1995)。關(guān)于青藏高原不同地區(qū)正斷層開始的時間可以參看文章古高度計介紹部分。這一時期關(guān)于青藏高原何時隆升到現(xiàn)在的海拔高度國內(nèi)外存在一個很明顯的對比，即國內(nèi)學(xué)者主張是在上新世(約5 Ma)之后，但國外學(xué)者則認(rèn)為是在14～8 Ma之前。

進(jìn)入21世紀(jì)，隨著新的古高度計的應(yīng)用和測年技術(shù)的發(fā)展，青藏高原古高度研究一方面在高原面上獲得了更多的古高度結(jié)果，另外一方面開始有更多的定量化結(jié)果。更重要的一個特點是部分學(xué)者認(rèn)為青藏高原在始新世已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度(如Rowley and Currie, 2006)。這方面的代表是Rowley and Currie在倫坡拉盆地開展的工作，于2006年發(fā)表在Nature上。他們在牛堡組的中部和上部采集了湖相和古土壤碳酸鹽，在丁青組的中部采集了湖相的泥灰?guī)r和灰?guī)r，測試分析樣品的碳氧同位素，將最負(fù)的氧同位素值代入氧同位素古高度計動力學(xué)模型中計算得到倫坡拉盆地至少在35 Ma就已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度。運用同樣的研究材料和方法，岡底斯山和唐古拉山分別在古新世和始新世就已經(jīng)抬升到接近現(xiàn)在的海拔高度(Xu Qiang et al., 2013; Ding Lin et al., 2014; Xiong Zhongyu et al., 2020)。基于倫坡拉盆地始新世的古高度結(jié)果，同時結(jié)合沉積學(xué)、地層學(xué)、巖漿活動、剝蝕數(shù)據(jù)等，高原擴展隆升的“原西藏高原”模式被提出來，該模式指出羌塘和拉薩地體可能在始新世中期(約40 Ma)已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的高度(王成善等, 2009; Wang Chengshan et al., 2014)。

與20世紀(jì)70～90年代一樣，進(jìn)入21世紀(jì)，關(guān)于青藏高原的古高度問題國內(nèi)與國外再次出現(xiàn)分歧。如前面指出，國外學(xué)者主要運用同位素古高度計等指出高原在始新世甚至古新世就已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的高度，但是國內(nèi)學(xué)者所發(fā)現(xiàn)的古生物化石并不支持這個結(jié)論(如Rowley and Currie, 2006; Su Tao et al., 2020)。最近，在倫坡拉盆地發(fā)現(xiàn)了晚漸新世約1 m長的棕櫚化石葉子，根據(jù)發(fā)現(xiàn)化石最近親緣種以及生態(tài)學(xué)的研究同時結(jié)合模型，得到倫坡拉盆地約25 Ma時期的海拔約為2300 m (Su Tao et al., 2019)，這與倫坡拉盆地同位素古高度計得出的結(jié)果(約4300 m)相差約2000 m。同樣運用生物化石證據(jù)，Su Tao等(2020)在班戈盆地蔣浪剖面中始新統(tǒng)地層(約47 Ma)采集到大量的生物化石，包括葉、果實種子和花等，識別出了70余個植物類群。這些生物化石的最近親緣類群主要分布在現(xiàn)在的熱帶和亞熱帶地區(qū)，說明在47 Ma前，青藏高原中部班戈盆地氣候溫暖濕潤，基于植物葉片形態(tài)特征重建的古高度結(jié)果表明在47 Ma前，盆地的海拔不超過1500 m。同樣與同位素古高度計得到的結(jié)果相差約2800 m。

在目前古高度研究的進(jìn)展中，有一點需要指出，那就是通過氧同位素的大氣環(huán)流模型和氧同位素地質(zhì)記錄進(jìn)行對比分析，發(fā)現(xiàn)在始新世青藏高原的海拔高度不超過3000 m時模型與地質(zhì)記錄符合度最好，并指出模型與穩(wěn)定同位素地質(zhì)記錄的相結(jié)合可能是研究古高度一個強大的工具 (Botsyun et al., 2019)。同樣的，氣候模型和地質(zhì)記錄結(jié)合的最新研究成果顯示青藏高原始新世的海拔較低，直到新近紀(jì)開始大幅度隆升，與古生物恢復(fù)的古高度結(jié)果基本一致(Licht et al., 2019)。由此來看，同位素和古生物兩種古高度計得到的古高度結(jié)果后面可能具有逐步趨于一致的趨勢。

關(guān)于青藏高原新生代古高度和隆升過程的代表性觀點，請參見圖7。

圖7 青藏高原新生代古高度和隆升過程的代表性觀點(據(jù)李吉均和方小敏，1998；王修喜，2017 改編)Fig. 7 Representative opinions of the paleoelevation and uplift process of the Cenozoic Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau (Adapted from Li Jijun and Fang Xiaomin, 1998#; Wang Xiuxi, 2017&)

總結(jié)來看，目前青藏高原新生代古高度研究的現(xiàn)狀為：國內(nèi)主要運用古生物古高度計，偏向高原晚期主要隆升的觀點；國外主要擅長氧同位素等古高度計，偏向高原在始新世就已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度。這兩種主要的觀點，即高原是晚期隆升還是早期隆升，都有各自有利或者客觀存在的地質(zhì)證據(jù)，如李吉均等(1979)提出的“三期隆升，兩次夷平”，隆升到一定高度重力坍塌等觀點，在現(xiàn)在的高原面上確實能看見主夷平面和明顯的正斷層，如可可西里、東昆侖、理塘和布喀達(dá)坂峰等地區(qū)(圖8)。目前來看，這些證據(jù)應(yīng)該是相對可靠的，包括高原南部地區(qū)的氧同位素古高度計使用，古高度存在的觀點分歧可能來自于怎么去解釋這些地質(zhì)現(xiàn)象。關(guān)于早期或晚期高原主要隆升的爭論，如果哪種觀點能容納解釋更多的地質(zhì)現(xiàn)象，那么這種觀點可能是更合理的。如果高原在始新世已經(jīng)整體(或者中部)隆升到現(xiàn)在的海拔高度，則不好解釋高原上確實存在的兩級夷平面，尤其是山頂面；也不能解釋為什么需要約30 Ma后高原面上的正斷層才發(fā)育；不能解釋為什么高原的熱力和動力作用促使亞洲內(nèi)陸干旱化從晚漸新世—早中新世才開始；不能解釋晚始新世高原腹地倫坡拉、尼瑪盆地等濕潤溫暖的生物景觀(如Harrison et al., 1992; Molnar et al., 1993; Wu Feixiang et al., 2017; Su Tao et al., 2020)；如何吸收調(diào)節(jié)印度板塊繼續(xù)向北俯沖導(dǎo)致的早中新世之前強烈的地殼縮短等地質(zhì)現(xiàn)象等(如Staisch et al., 2014, 2016)。相反，晚期高原主體隆升的觀點不僅可以解釋上述的地質(zhì)現(xiàn)象，而且還可以協(xié)調(diào)古生物和氧同位素古高度計之間的矛盾(具體在討論一節(jié)詳述)。所以綜合來看，雖然后來的早期主體隆升的觀點最近幾年很流行，但是高原主體晚期隆升的觀點可能是最合理的。

圖8 青藏高原可可西里(a)、東昆侖山(b)、布喀達(dá)坂峰(c)和理塘(d)主夷平面以及斷層三角面(c)Fig. 8 Main planation surface distributed in the Hoh Xil Basin (a), East Kunlun Mountains (b), Bukadabanfeng (c) and Litang (d). Fault triangular face also was shown in (c)

3 討論

青藏高原新生代古高度研究最近幾年取得了大的進(jìn)展(如Spicer et al., 2003; Su Tao et al., 2020)，通過收集整理截止到目前的古高度結(jié)果以及目前高原古高度研究的現(xiàn)狀、趨勢，總結(jié)起來，關(guān)于青藏高原新生代古高度恢復(fù)的研究存在以下幾個特點和問題，同時也是目前高原古高度結(jié)果、隆升模式和機制存在爭論的部分原因。

3.1 地層年代學(xué)問題

目前關(guān)于青藏高原何時隆升到現(xiàn)在的高度，高原隆升的模式和機制以及高原隆升與氣候變化之間的關(guān)系存在爭議，導(dǎo)致這些爭論的一個主要原因是年代學(xué)問題。可靠的地層年代學(xué)是后面一切工作的基礎(chǔ)，年代學(xué)出錯，會導(dǎo)致古高度結(jié)果的解疑、進(jìn)而討論高原的隆升模式和機制等都會出錯，因而，在地球科學(xué)古環(huán)境研究中，再怎么強調(diào)地層年代學(xué)的重要性也不為過。這里有幾個典型的例子：

(1)在劍川盆地，之前將金絲廠組、雙河組和劍川組基于生物化石年代學(xué)證據(jù)時代標(biāo)注為中新世到上新世，但是火山巖的絕對年齡則顯示其實這些地層的時代是晚始新世(王書兵等，2020)，因此通過氧同位素古高度計得到的古高度結(jié)果需要重新解釋計算。

(2)關(guān)于風(fēng)火山群的年代學(xué)爭議(Liu Zhifei et al., 2003; Wang Chengshan et al., 2008; Staisch et al., 2016; Jin Chunsheng et al., 2018)。之前的磁性地層學(xué)工作認(rèn)為風(fēng)火山群的年齡為56～31.5 Ma或者52～42 Ma(Liu Zhifei et al., 2003； 伊海生等，2004)，但是Staisch等(2014)通過風(fēng)火山群上部地層火山巖放射性同位素年齡以及綜合前人的生物地層學(xué)結(jié)果，對Liu Zhifei等(2003)的磁性地層學(xué)結(jié)果進(jìn)行了重新解釋，認(rèn)為風(fēng)火山群的沉積年齡是在85～51 Ma。最近，通過可可西里最新的高精度磁性地層學(xué)研究以及在地層中發(fā)現(xiàn)的火山灰的絕對定年結(jié)果，認(rèn)為風(fēng)火山群沉積的年代為約72～51 Ma (Jin Chunsheng et al., 2018)。所以基于目前的結(jié)果，風(fēng)火山群的年齡應(yīng)該在85～51 Ma或者72～51 Ma。因為風(fēng)火山群的年齡被重新解釋，因而之前基于Liu Zhifei等(2003)的地層年齡結(jié)果，用氧同位素古高度計得到的可可西里盆地在40 Ma的古高度結(jié)果事實上是約60 Ma 的結(jié)果。

(3)最新的倫坡拉盆地研究充分顯示了其年代學(xué)的重要性(Fang Xiaomin et al., 2020)。在倫坡拉盆地，之前牛堡組和丁青湖組氧同位素古高度研究顯示倫坡拉盆地在晚始新世就已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的高度(Rowley and Currie, 2006); 在達(dá)玉剖面丁青湖組DY1、2層位發(fā)現(xiàn)了長達(dá)1 m的棕櫚化石，指示在約25.5 Ma倫坡拉盆地的海拔高度不超過2300 m(Su Tao et al., 2019)。但是最新的具有火山灰絕對年齡限制的磁性地層學(xué)研究表明之前Rowley 和 Currie(2006)所采的古土壤位置其地層年齡不是晚始新世，而是26.5～22.0 Ma，Su Tao等(2019)發(fā)現(xiàn)的棕櫚化石的層位年齡不是約25.5 Ma，而是約39.5 Ma(Fang Xiaomin et al., 2020)。這樣青藏高原中部新生代的隆升歷史需要重新的解釋。

(4)在柴達(dá)木盆地，新生代地層由老到新可以劃分為：路樂河組、下干柴溝組、上干柴溝組、下油砂山組、上油砂山組、獅子溝組、七個泉組。關(guān)于這七個組的具體年齡，早期張偉林(2006)通過對盆地路樂河剖面、西岔溝剖面和七個泉剖面的高分辨率和高精度磁性地層研究，獲得這7個組的年齡分別是：53.4～43.8 Ma；43.8～31.5 Ma；31.5～22.0 Ma；22.0～14.9 Ma；14.9～8.2 Ma；8.2～﹤2.9 Ma；﹥2.4～﹤0.4 Ma。Chang Hong等(2015)在花土溝高分辨率的磁性地層學(xué)結(jié)果也部分支持這個結(jié)果。但是后面紅溝和大紅溝剖面的磁性地層學(xué)和古生物化石的工作指出路樂河組沉積的起始年齡在約25.5 Ma或者約20 Ma，這與之前的約53 Ma相差約30 Ma(Wang Weitao et al., 2017; Nie Junsheng et al., 2020)。后來，大紅溝剖面的高分辨率磁性地層學(xué)工作再次將路樂河組的沉積年齡限定為>52～44.2 Ma (Ji Junliang et al., 2017)。最近Cheng Feng等(2021)指出底部年齡偏老的年代學(xué)模式與通過生長地層和熱年代學(xué)得到的變形歷史更吻合。

但是在青藏高原面上要獲得可靠的地層年代學(xué)很難，一方面是高原面上環(huán)境惡劣，工作難度大且不適宜長期開展工作；二是高原面上尤其是中北部缺乏絕對定年的“錨點”，如火山巖等，使得地層年代學(xué)的精確確定非常困難；三是對高原面上的沉積物開展年代學(xué)工作，用的最多且也是最好的方法是磁性地層學(xué)，但是目前高原面上的磁性地層學(xué)工作面臨很大的挑戰(zhàn)，前面已經(jīng)指出得到可靠古高度結(jié)果的一個重要前提是地層的年代學(xué)要準(zhǔn)確，如果有絕對定年的材料最好，但事實并非如此，因而青藏高原面上磁性地層學(xué)現(xiàn)在面臨很明顯的一個窘境，即許多學(xué)者花費大量的時間(很多工作耗費了近10年時間)、項目和精力(磁性地層學(xué)的特點)限定了一段地層的年代，但是在地層里面卻沒有找到絕對定年的材料，那么事實就是這個工作可能會得到其他學(xué)者質(zhì)疑。進(jìn)一步而言，即使沒有絕對定年材料，但是許多學(xué)者為了使得自己的研究結(jié)果更加可靠，會結(jié)合生物地層學(xué)、碎屑鋯石年代學(xué)等方法手段來幫助限定支撐磁性地層學(xué)的結(jié)果，盡力做到極致，即使如此，許多學(xué)者的工作也未必能得到認(rèn)可。由于磁性地層學(xué)工作本身的特點(工作量大)，同時絕對定年材料在高原面上的缺乏，使得在高原面上開展磁性地層學(xué)工作的學(xué)者并不如其他年代學(xué)方法的多。

另外需要指出的是不同的定年方法測試對象會存在差異，這方面也可能會導(dǎo)致古高度結(jié)果存在一定程度的爭議，如測試脈體的同位素年代學(xué)，因為脈體巖漿活動可能要早于一些地質(zhì)現(xiàn)象，如裂谷，所以同位素年代學(xué)獲得的脈體的年齡可能要老于后期的地質(zhì)現(xiàn)象；磁性地層學(xué)的測試對象主要是沉積巖，所以基于這些沉積巖獲得的年齡一般要比相關(guān)的構(gòu)造活動要年輕(哈廣浩等，2018)。

3.2 氧同位素和古生物古高度計結(jié)果的協(xié)調(diào)

如前面整理的古高度結(jié)果以及研究現(xiàn)狀所指出的，基于氫氧同位素古高度計重建的結(jié)果與基于古生物重建的結(jié)果存在明顯的差異，即使在同一盆地同一地質(zhì)時間基于古生物得到的結(jié)果比氫氧同位素得到的結(jié)果偏低，如在倫坡拉盆地，古生物化石指示在約25 Ma盆地海拔高度小于2500 m，但同位素的結(jié)果顯示在40 Ma左右就已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的高度(如Rowley and Currie, 2006; Su Tao et al., 2019)。目前運用同位素和古生物方法重建古高度得到一致的結(jié)果非常少，但是南木林盆地兩種古高度計得到的結(jié)果基本一致 (Spicer et al., 2003; Currie et al., 2016)。這就使得關(guān)于高原隆升到現(xiàn)在海拔高度的時間爭議從始新世一直持續(xù)到上新世。導(dǎo)致這種差異的原因可能是因為：

(1)古高度替代性指標(biāo)的錯誤應(yīng)用。替代性指標(biāo)具有其有限的適用范圍，運用時超越其范圍就會產(chǎn)生誤導(dǎo)，如碳酸鹽氧同位素古高度計瑞利分餾模型一般運用于水汽來源比較穩(wěn)定的地區(qū)，如果運用到水汽來源復(fù)雜的地點就會產(chǎn)生誤導(dǎo)的結(jié)果 (Li Lin and Garzione, 2017)。

(2)同位素古高度計和古生物高度計古高度結(jié)果的差異可能是客觀存在的事實。基于氫氧同位素古高度計得到的結(jié)果偏高的原因，Spicer等(2020)作出了解釋。如圖9a所示，在青藏高原中部岡底斯山和羌塘(唐古拉山)地區(qū)，南來的濕潤水汽遇到岡底斯山之后開始爬坡，爬坡過程中重同位素降落，逐漸減少，輕同位素最終保留在背風(fēng)坡的峽谷水文系統(tǒng)中；同樣的，冬季時(圖9b)北來的水汽被唐古拉山阻擋，山間盆地里只保留輕同位素。所以基于岡底斯山和唐古拉山之間的盆地湖相和土壤碳酸鹽巖輕同位素重建的古高度結(jié)果其實反映的是盆地周邊山脈的海拔高度(圖9c)。

圖9 氫氧同位素古高度計重建結(jié)果比古生物結(jié)果偏高的原因示意圖 (修改自Spicer et al., 2020)Fig. 9 Cartoon illustrating the reason why the paleoelevation results getting from oxygen—hydrogen is higher than paleontology (Modified from Spicer et al., 2020)

基于氧同位素的模擬結(jié)果支持這種解釋。在圖10a中首先設(shè)計在青藏高原約35°N存在一條基本東西向的深峽谷，圖10b設(shè)計為青藏高原整體海拔在4500 m，然后看這兩者之間氧同位素是否存在差異，結(jié)果如圖10c和d所示，兩者之間的δ18O值沒有差異，說明圖9a中峽谷地區(qū)的氧同位素值反映的其實是周緣山體的海拔高度信息(Spicer et al., 2020)。

圖10 青藏高原中始新世基于氧同位素的氣候模擬結(jié)果(引自Spicer et al., 2020): (a)在35°N設(shè)計有一個深峽谷；(b)簡單將青藏高原海拔設(shè)計為4500 m；(c)和(d)分別是(a)和(b)情況下的δ18O結(jié)果Fig. 10 Results of an climate model simulation for the middle Eocene, Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau ( cited from Spicer et al., 2020): (a) orography with a deep valley located at about 35°N; (b) set the height of the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau as 4500 m; (c) δ18O distribution for (a); (d) δ18O distribution for (b)

3.3 “以點帶面”問題

“以點帶面”的問題不僅僅局限于青藏高原古高度的研究中，在高原研究的多個學(xué)科領(lǐng)域都存在這個問題，即依靠一個單點的記錄去推論整個高原的情況，如在青藏高原古高度研究歷史與現(xiàn)狀這一節(jié)中，晚上新世以來高原大幅度隆升的模式主要是基于高原北部的地質(zhì)證據(jù)而提出的，約8 Ma高原隆升到最大高度的模式其地質(zhì)證據(jù)主要是來自于高原的南部，而“原西藏高原”模式等其地質(zhì)證據(jù)主要來源于高原的中部，但是我們會發(fā)現(xiàn)一個很明顯的問題，基于青藏高原內(nèi)各個小塊體構(gòu)造隆升的地質(zhì)證據(jù)最后在陳述時都會冠以“青藏高原”字樣，由單點推向到了一個廣闊的面，這是不合適的，因為青藏高原從南向北是由各個不同的塊體拼接而成 (Chang Chengfa et al., 1986)，某一塊體或者某一個盆地的隆升抬升歷史并不代表整個高原。高原的隆升具有明顯的差異性和不等時性。

3.4 區(qū)域研究程度差異較大

通過圖6可以看出，青藏高原新生代古高度研究的分布存在不均衡性，高原中南部研究程度較中北部偏高且研究的時間段相對缺乏漸新世的結(jié)果。導(dǎo)致這種局面的可能原因如下：

(1)高原中南部很多的古高度結(jié)果是基于氧同位素古高度計得到的，如岡底斯山，倫坡拉盆地等，但是如在古高度計介紹的一節(jié)中所指出的，氧同位素古高度計在高原的中北部并不合適，因而這種古高度計很少用于中北部的古高度研究中(Rowley et al., 2001; Rowley and Currie, 2006; Ding Lin et al., 2014)。

(2)在高原中南部的地層里面保存有豐富的生物化石，截止到目前，很多重要性的古高度工作都是依靠南邊地層里面的生物化石(如Spicer et al., 2003; Su Tao et al., 2019, 2020)。目前，僅在柴達(dá)木盆地大紅溝剖面發(fā)現(xiàn)了728件大化石，主要是葉子化石，然后運用CLAMP方法重建了柴達(dá)木盆地在30.8 Ma的海拔高度(Song Bowen et al., 2020)。地質(zhì)時期高原南北邊化石豐富度的差異性可能是因為南邊的氣候相比北邊更加濕潤溫暖，動植物更適宜生存。

(3)年代學(xué)問題。高原南邊很多古高度的工作都是基于絕對定年，如倫坡拉盆地、岡底斯山、貢覺盆地等，但是在北邊這種絕對定年的材料相對較少，沒有可靠的年代學(xué)工作，古高度重建也就沒有了基礎(chǔ)支撐(Ding Lin et al., 2014; Xiong Zhongyu et al., 2020; Su Tao et al., 2020)。

(4)高原北部可供古高度研究的地質(zhì)材料與南邊相比相對偏少，如火山玻璃等。

3.5 替代性指標(biāo)的多解性

古環(huán)境研究替代性指標(biāo)的重建和解讀是一個大的難題，經(jīng)常會遇見的是一個指標(biāo)既受溫度影響，同時降水也對其有影響，如何建立只受某單一因素影響或控制的氣候指標(biāo)以及如何將指標(biāo)中不同影響因素的信息提取分離開來是熱點也是難點。另外一方面，某些指標(biāo)在一定的范圍內(nèi)受某一因素控制，但是如果超出了這個適用范圍，則可能其他因素起主導(dǎo)作用。因此，古環(huán)境替代性指標(biāo)具有很強的多解型。最近有一個很好的例子，如在青藏高原東南緣的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)揭示出在13～9 Ma河流迅速下切，而且在約16 Ma還有一次，與龍門山地區(qū)的熱年代學(xué)結(jié)果(15～10 Ma)基本一致(Wang Erchie et al., 2012)，Clark等(2005)認(rèn)為高原東部地殼的增厚隆升是河流迅速下切的主要原因。但是，古生物古高度計結(jié)果顯示東南緣在始新世已經(jīng)隆升到現(xiàn)在的海拔高度(Hoke et al., 2014; Su Tao et al., 2018)，所以用隆升作為下切機制存在不合理性，相反，這個時間段正處于中中新世暖期(17～14 Ma)且東亞夏季風(fēng)增強，降水增多，導(dǎo)致河流迅速下切山體(Nie Junsheng et al., 2018)。由此可見，之前一般都將深切峽谷看作是構(gòu)造活躍的一個指標(biāo)，但現(xiàn)在同時會發(fā)現(xiàn)，氣候的影響也不可忽略。另外，如在古高度計一節(jié)所指出的，近似南北向的正斷層一定是高原隆升到現(xiàn)在、甚至更高的海拔高度所形成？古生物古高度計使用過程中如何考慮物種進(jìn)化、溫度遞減率等問題？氧同位素古高度計如何確定水汽的來源，如何確定基準(zhǔn)氧同位素值?，由此可見，運用某一個指標(biāo)時需要考慮其多解性。

3.6 古緯度的影響

運用同位素古高度計一個重要的前提就是要確定水汽的來源，但是青藏高原各塊體位置在地質(zhì)歷史時期是不斷變化的，不同時期的緯度位置會影響水汽的來源、多少以及循環(huán)的方式，而且會穿越不同的氣候帶，經(jīng)歷不同的氣候模式，例如，在現(xiàn)在的氣候條件下，青藏高原不同緯度地區(qū)其穩(wěn)定同位素存在顯著的時空差異，氫同位素在唐古拉山南北兩側(cè)具有不同的變化特征(田立德等，2001)；根據(jù)氧同位素和模擬結(jié)果，青藏高原可以劃分出 3 種氣候模態(tài)，即印度季風(fēng)模態(tài)、西風(fēng)模態(tài)和過渡模態(tài)(Yao Tandong et al., 2013)。因此，在重建地質(zhì)時期古高度時，知道研究地點所處的緯度位置是很重要或者當(dāng)重建地區(qū)的位置漂移到現(xiàn)在的緯度位置時其結(jié)果會相對更準(zhǔn)確一些。最近，Xie Gan等(2021)在倫坡拉盆地以晚漸新世至早中新世的地層剖面中基于花粉對應(yīng)的植物類群為氣候代用指標(biāo)，應(yīng)用生物共存法重建了26～16 Ma的溫度與降水?dāng)?shù)據(jù)，同時古氣候模擬結(jié)果顯示當(dāng)時倫坡拉盆地的位置比現(xiàn)今偏南，夏季能夠受到熱帶輻合帶的影響而冬季卻不能，造成了當(dāng)?shù)叵臐穸傻募撅L(fēng)氣候，從而揭示了古季風(fēng)發(fā)生的物理機制。這一研究結(jié)果說明了古緯度位置在區(qū)域氣候形成中的重要的作用，當(dāng)然，在古高度重建中的重要性不言而喻。另外一個例子來自可可西里盆地，之前Cyr等(2005)通過碳酸鹽氧同位素古高度計計算得到約40 Ma可可西里盆地周邊物源區(qū)的海拔高度是約2000 m，但是，氧同位素值肯定會發(fā)生變化隨著水汽向內(nèi)陸輸送，將可可西里盆地與喜馬拉雅山之間約6.6°的緯度差考慮進(jìn)去再重新計算，發(fā)現(xiàn)盆地物源區(qū)的海拔高度不是約2000 m，而是4000 m，說明了緯度在古高度恢復(fù)中的重要性(Quade et al., 2011)。

3.7 地質(zhì)時期溫度遞減率的不確定性

溫度遞減率可以分為兩種，一種是自由空氣遞減率(環(huán)境遞減率)，通過自由大氣垂直空氣柱測定，其值是6.49℃/ 1000 m(Meyer, 1992；Spicer, 2018)，另外一種是陸地溫度遞減率，是通過全球、具體點和區(qū)域3種方式陸地溫度遞減率測量得到(Meyer, 2007)。一般情況下，運用生物共存法重建古高度會使用溫度遞減率，因為所發(fā)現(xiàn)的生物化石不是分布在自由空氣柱中，所以會運用陸地溫度遞減率，但是這個參數(shù)受多種因素的影響，如大陸度、海拔高度、盛行風(fēng)向、大氣成分變化以及濕度溫度等，因此，在時空范圍內(nèi)是一個高度變化的參數(shù)，這種變化給古高度的重建帶來不確定性。目前而言，相對可靠的方法是結(jié)合數(shù)值模擬來確定某一地質(zhì)時期的陸地溫度遞減率，如Su Tao等(2019)在倫坡拉盆地的古高度研究中就使用了HadCM3LB-M2.1環(huán)流模型模擬了高原13種場景，對應(yīng)了不同的溫度遞減率，然后根據(jù)其他的地質(zhì)邊界條件計算限定了倫坡拉盆地在約25 Ma的古高度。

3.8 全球氣候變化的影響

新生代時期全球氣候發(fā)生了劇烈的波動變化，從早期的溫暖環(huán)境(古新世—始新世)進(jìn)入冷室環(huán)境，海平面下降至少100 m左右(Westerhold et al., 2020)。隨著全球溫度的波動，陸地地表、大氣等的溫度也會發(fā)生變化，但是各個地方溫度變化的波動幅度不一致，正如現(xiàn)在全球氣候變暖的大背景下，局部地方的溫度甚至是下降的。因此，在用重建的地質(zhì)時期的溫度與現(xiàn)在地表的溫度差，同時扣除研究地點由全球溫度變化所導(dǎo)致的溫度波動來重建一個地點的古高度時，由于全球溫度變化在具體研究地點的溫度反映不確定使得古高度的恢復(fù)變的困難，但是目前要解決這個問題相對很難。

4 青藏高原新生代古高度研究展望與結(jié)論

重建青藏高原新生代古高度并不是一件簡單的事情但卻是急需大量開展的一項工作。基于討論部分總結(jié)的關(guān)于目前青藏高原新生代古高度研究存在的問題和特點，在恢復(fù)青藏高原新生代古高度時可能需要在以下幾個方面更多的開展工作：

(1)首先，毫無疑問的是地層年代學(xué)問題。年代學(xué)問題的重要性以及青藏高原中北部年代學(xué)存在的問題在討論部分已經(jīng)述及，在此不再贅述，歸納為一點就是缺乏絕對年齡的證據(jù)。因此，在后面高原古高度研究中，如何突破地層年代學(xué)問題的制約、準(zhǔn)確限定地層的年齡是最基本也是最重要的科學(xué)問題。青藏高原中北部新生代地層年齡的限定主要是運用磁性地層學(xué)方法(如Chang Hong et al., 2015; Fang Xiaomin et al., 2020)，對于這方面我們認(rèn)為后續(xù)的研究工作需要從以下方面開展：如果缺乏或者沒有絕對定年的結(jié)果，則需要分析樣品的代表性、開展相關(guān)古地磁檢驗，確保獲得的磁性地層學(xué)本身結(jié)果的可靠性，同時結(jié)合地層中礦物年代學(xué)、生物地層學(xué)以及結(jié)合古地磁場強度的變化等來共同交叉限定沉積地層的年齡(常宏等，2016)；如果地層中缺乏如火山灰等絕對定年材料，但是有碳酸鹽沉積，則可以嘗試開展最新的一種年代學(xué)方法——碳酸鹽U-Pb定年。理論上, 保存良好、未遭受后期蝕變的碳酸鹽礦物, 只要U/Pb值足夠高且有一定的變化范圍或普通Pb足夠低, 則可以像鋯石一樣等開展U-Pb同位素定年(程婷等，2016)。在理想的情況下，不僅可以開展碳酸鹽的U-Pb的定年，而且年齡的分辨率可以和U—Th相媲美甚至更好(Woodhead et al., 2006)。

(2)古生物和氧同位素古高度計得到的古高度結(jié)果經(jīng)常存在大的差異，是什么原因或者怎么樣去解釋這種情況？雖然相關(guān)學(xué)者提出了一些觀點，但是爭議仍然存在，其本質(zhì)原因可能是每一種古高度計都有缺點和優(yōu)點，反映的是某一方面的信息(Spicer et al., 2020)。正如對青藏高原而言，眾多的隆升機制模型被提出來用于解釋其形成的過程和原因，目前來看，沒有哪一個模型能解釋所有的問題，原因可能是高原隆升的復(fù)雜性、形成機制的多解性和每一種模型的局限性(如England and Houseman, 1988; 劉代志，1992；崔軍文，1994；肖序常和王軍，1998)。在后面的古高度研究中，在某一個研究地點的研究中盡可能多的運用多種方法來相互交叉驗證來約束古高度，分辨出相關(guān)影響因素的貢獻(xiàn)，或者分清相關(guān)因素的主次，確定哪種參數(shù)起了主要作用，多種方法的交叉應(yīng)用相互彌補各自的缺陷，這樣得到的古高度結(jié)果會相對可靠(汪品先等, 2018)。目前，青藏高原的古高度研究主要使用古生物和氧同位素這兩種古高度計，后續(xù)的多方法交叉研究需要加強其他類型古高度的應(yīng)用，如火山巖氣泡、宇宙成因核素等。

(3)青藏高原的重要性在前言中已經(jīng)闡明且其是由不同塊體拼接形成的，因此，一個單點的古高度結(jié)果并不能代表一個塊體的隆升歷史，更不能代表整個青藏高原，如果要相對可靠、宏觀的理解高原的構(gòu)造隆升及其資源環(huán)境效應(yīng)，加強青藏高原各個區(qū)域的古高度研究，尤其是高原中北部的研究顯得尤為必要。正如盲人摸象一樣，各個學(xué)者各摸到一部分，那么最后綜合起來就是一頭大象的體格，相當(dāng)于整個青藏高原的新生代隆升過程歷史，但前提必須是要有足夠多的人“摸象”。

(4)替代性指標(biāo)在古環(huán)境研究中很重要，但是運用和解釋方面卻存在困難，如經(jīng)久不衰的磁化率指標(biāo)被廣泛地用于研究各種與古氣候和環(huán)境演化相關(guān)的問題，但是磁化率不僅受磁性礦物種類的影響，還受其粒徑、外加場特性等因素的影響(劉青松和鄧成龍，2009)。在我國黃土—古土壤研究中，磁化率被用作夏季風(fēng)的替代性指標(biāo)，但是在阿拉斯加、西伯利亞等地，由于大量降水的溶解作用反而使得磁化率偏低(Heller and Liu Tungsheng, 1984; Beget et al., 1990； 劉秀銘等，2007)。一個物理定義相對簡單、如此成熟常用的磁化率指標(biāo)在不同的環(huán)境中會存在完全相反的古環(huán)境意義，更不用說其他復(fù)雜、運用還不成熟的指標(biāo)。所以在未來的古高度研究中，開發(fā)和運用僅受某種單一因素影響的古高度替代性指標(biāo)顯得尤為必要，雖然周期會非常長，但是意義重大。如最近Hu Fangyang等(2020)通過建立全球造山帶海拔高度與巖漿巖Sr/Y和La/Yb比值的相關(guān)方程，計算重建了青藏高原白堊紀(jì)至今的古高度變化。Tang Ming等(2020a)通過收集全球鋯石的Eu異常和全巖La/Yb數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)兩者之間具有很好的相關(guān)性，意味著可以用鋯石的Eu異常來計算地殼的厚度。通過沿途采集匯入雅魯藏布江的支流的河沙并后續(xù)完成相關(guān)的鋯石分析工作，重建了岡底斯山過去150 Ma地殼厚度的變化，結(jié)果顯示岡底斯山在約30 Ma地殼厚度達(dá)到60～70 km，隆升到接近現(xiàn)在的海拔高度(Tang Ming et al., 2020a,b)。這些都是一些新的指標(biāo)及其應(yīng)用。

(5)地球科學(xué)已經(jīng)進(jìn)入系統(tǒng)科學(xué)、多圈層相互作用研究的時代，青藏高原新生代古高度研究需要充分利用和消化其他學(xué)科得到的關(guān)于青藏高原新生代地質(zhì)構(gòu)造演化的結(jié)果，盡量了解和確定影響古高度重建的變量，如研究地點在某地質(zhì)時期的古緯度位置、全球此時的平均溫度、水汽的來源等。如此，會增加重建古高度結(jié)果的可靠性。這里需要指出的是目前古高度的研究更多的是消化由地表地質(zhì)豐富的資料得到的結(jié)果，對由地殼地震波速度、重力、地?zé)岷偷仉姕y量等方法獲取的巖石圈內(nèi)部的物質(zhì)運動信息結(jié)合較少。目前來看，青藏高原的隆升可能并不是某單一原因所導(dǎo)致，更可能是新特提斯洋俯沖到青藏高原軟流圈之下、幔源巖漿向地殼的注入、印度板塊和塔里木—阿拉善地塊雙向不均一俯沖、巖石圈的熱動力作用，如底辟、熱隆、拆沉和地殼均衡調(diào)整等多種作用的結(jié)果(England and Houseman, 1988；劉代志，1992；崔軍文，1994；肖序常等，1998；崔軍文等，2011；Zhao Wenjin et al., 2011; 楊文采等，2017，2019b, 2019c；侯增謙等，2020；王志等，2021)。前面筆者強調(diào)古高度的研究對探討青藏高原的隆升機制是不可或缺的一塊，同樣的，通過三維成像等方法獲取巖石圈內(nèi)部、軟流圈等物質(zhì)運動信息可以幫助檢驗或者反證某地質(zhì)時期古高度結(jié)果的合理性，如用地幔巖石圈的對流拆沉模式來解釋青藏高原中中新世以來的構(gòu)造隆升，Molnar等(1993)認(rèn)為高原的平均海拔高度在數(shù)百萬年內(nèi)可以快速隆升>1000 m，如果這種觀點合理，那么重建的中中新世以來的古高度相比之前地質(zhì)時期結(jié)果的高度差就應(yīng)該至少1000 m，如果不符合這個預(yù)期，則重建的古高度結(jié)果可能存在疑問。

(6)數(shù)值模擬是探討解釋某一事件背后動力機制的重要工具手段，開展數(shù)值模擬的學(xué)者一直強調(diào)結(jié)合聯(lián)系地質(zhì)證據(jù)的重要性，現(xiàn)在可能需要反過來說地質(zhì)證據(jù)需要與數(shù)值模擬結(jié)合，加強地質(zhì)數(shù)據(jù)與數(shù)值模擬的交叉研究，這可能是后續(xù)古高度研究的一個重要趨勢，正如最近Botsyun等(2019)指出數(shù)值模擬與穩(wěn)定同位素地質(zhì)記錄的相結(jié)合可能是研究古高度一個強大的工具。與此同時，通過生物共存法得到研究地點在某一地質(zhì)時期的古溫度后，要確定古高度則需要知道當(dāng)時當(dāng)?shù)氐臏囟冗f減率，而數(shù)值模擬可能是一種很好的方法來確定其變化值(Spicer et al., 2020)。但是需要指出的是由于邊界條件的不確定性對數(shù)值模擬的限制，目前的模擬要想精準(zhǔn)定量的確定高原某一地質(zhì)時期的古高度還有很長的路要走，相反，因為地表的地質(zhì)地貌現(xiàn)象具有具體和客觀的特點，所以后面古高度研究可能仍然需要以具體的地質(zhì)證據(jù)為主(王修喜，2017)。

關(guān)于青藏高原新生代古高度研究，無論是早期提出的晚隆起觀點，還是最近20年提出的始新世隆升觀點等，它們之間的爭議將會持續(xù)下去，這種爭議存在的主要原因一方面是高原的隆升歷史本身確實復(fù)雜，對各種古高度計如何進(jìn)行合理的解釋是一個難題，另外一方面是限于研究方法而使古高度研究本身的結(jié)果存在不確定性。要解決這些爭議，確定高原新生代不同塊體的隆升過程和歷史，需要在廣度和深度上加強青藏高原的古高度研究。“盲人摸象”結(jié)果的綜合集成是能夠確定“大象”的體格外形的。

當(dāng)然可靠的地層年代學(xué)是前提、基礎(chǔ)。

致謝：感謝中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)劉德亮博士和另一位審稿專家及編輯部提出的寶貴修改意見。