以来青藏高原隆升引起的环境演变

一、3.4Ma以来青藏高原隆升引起的环境演变

临夏盆地的沉积历史表明，盆地在3.4Ma以前基本是以泥岩和粉砂岩沉积为主，夹少量薄层细砾岩的河湖相沉积旋回，砾径多小于1～2cm，表明当时的地形反差并不大，构造在大多数时间里相对平稳。即使在喜马拉雅山地区和高原正北缘，西瓦利克沉积是一套以粉砂、粘土互层为代表的低地环境下的辫状河流沉积（Johnson等，1985），其粉砂、泥岩沉积旋回在数量上和特征上均可与高原北面此时的一套巨厚的辫状河流或河湖相粉砂、泥岩旋回相比，共同指示了一个低海拔的高原环境。

高原南、北两侧古生物研究表明，在3.4Ma以前，以巨犀、古象、长颈鹿和三趾马动物群为代表的热带、亚热带低地森林—草原动物在高原上及南北两侧均有大量发现（Barry等，1985；邱占祥等，1987，1990；谷祖纲等，1995a，1996b；谢骏义，1996），反映当时的动物可以自由往返于高原上。高原上广泛发育中新世古岩溶（崔之久等，1995）和红色风化壳。这些证据都共同说明，青藏高原即使在喜马拉雅山运动后直至3.4Ma以前这段漫长的时间里，总的来说仍是一个平均海拔高度约在1 000m以下（图6-1）的低地环境（李吉均等，1979）。临夏盆地的红层结束于3.4Ma，高原上与此相同时代的红层发现与高原上剥蚀面基本在同一高度（图6-2），因此，它表明接近于3.4Ma，高原上一个广泛统一的夷平面，即所谓的主夷平面可能最终形成。

古植物研究也表明，高原在当时比现在低2 000～3 000m，例如Puri（1946）利用克什米尔下卡列瓦中发现的古植物化石菱这一类水生植物只能生长在海拔为2 300m的地方推测，皮尔潘佳山脉在早更新世以来有不少于1 700m的上升量；施雅风和刘东生（1964）依据在希夏邦马峰北坡海拔5 700～5 900m的野博康加勒砾岩（上新世）中找到高山栎化石推测，此地上新世以来上升了3 000m；张青松等（1981）依据在中昆仑山北坡海拔4 600m处发现石灰华及其中的亚热带—暖温带植被推测，此处第四纪以来上升了3 100～3 600m。

从3.4Ma开始，青藏高原开始整体强烈隆起，整个高原周边山地环境发生了巨大的改变，统一的高原主夷平面开始解体。山间和山前盆地中堆积巨厚的山麓砾石层，例如，临夏盆地河湖相细粒红色沉积结束，在近山前堆积了60多米厚、直径达1～2m的洪积巨砾岩和泥石流沉积（积石组）。在离太子山较远的王家山一带，仍有52m的相当于0.7Ma地层被削去，并于其上堆积了30m直径达10～20cm的砾石层，砾石多为大量早先砾岩层中少见的花岗岩，反映这一地区花岗岩基底被抬升到相当高度，早先连通的甘南高原—临夏盆地红层沉积面被瓦解。青藏高原的北边此时出现巨厚的玉门砾岩和西域砾岩，取代早先的粉砂、泥岩沉积。在高原东南部，陈富斌（1992）依据横断山系中各主要断陷盆地底部存在一个相似的厚层红土型风化壳及盆地中沉积物古地磁年代普遍在约3.4Ma的事实，提出横断山系是在3.4Ma开始强烈隆起，红土风化壳代表的夷平面被瓦解，断陷部分成为盆地的基底，并将之命名为横断运动。在昆仑山垭口，据崔之久等对垭口地层的重新研究，在约3.4Ma昆仑山强烈抬升，垭口断陷形成盆地，同样在一厚层的红土风化壳上沉积了一套200多米厚的山麓冲积扇砾岩（惊仙谷组）。与之相接的柴达木盆地西部，据5个深孔古地磁地层研究，在3.4Ma以前为细粒的湖相和河湖相沉积，于3.4Ma开始被强烈抬升，但相对昆仑山和阿尔金山—祁连山其抬升速率是较慢的，仍然接受了一套相当于惊仙谷组的高沉积速率冲积相含砾砂层，而盆地东部则相对沉稳，接受了巨厚的以湖相为主的沉积，盆地边缘地层则缺失，形成一个不整合面（沈振枢等，1991，1993）。

图6-1　以临夏盆地为代表高原边沿盆地和水系发育所反映的青藏高原隆起过程及其与全球变化的关系

（据施雅风等，1998）

据邓万明（1993）研究，青藏高原北部存在两个明显的南、北火山岩带，南带的K-Ar年龄多在20～10Ma，北带的K-Ar年龄在昆仑山为2.8～0.2Ma，属陆内俯冲带内的钙碱质—钾玄质火山质。它是喜马拉雅山隆起初期和青藏高原上新世末—第四纪初强烈隆升的反映。因此，完全有必要将约3.4Ma以整体隆起青藏高原、瓦解主夷平面、形成大型断陷盆地和浅色沉积代替红色沉积为特色的强烈构造运动，从以隆起冈底斯山和喜马拉雅山为主的喜马拉雅运动中分离出来，可以称之为青藏运动，分为A、B、C三幕，3.4Ma的构造运动为A幕、B幕和C幕分别发生于2.5Ma和1.7Ma（李吉均等，1995，1996；Li等，1995）。

图6-2　横断山系晚新生代早期磁性地层及其所反映的3.4Ma的横断运动

（陈富斌等，1992）

在2.5Ma临夏盆地积石砾岩层的变形和东山古湖的形成是青藏运动B幕的产物。但东山组与积石组地层的缺失量非常少，且仅在湖边地区，而在湖心是连续的。在昆仑山垭口和柴达木盆地，尽管这一时期的沉积速率很高，在柴达木盆地边缘还有一定的沉积间断和扇三角洲扩大，但地层在湖心是连续的，扇三角洲沉积为此后的湖相或河湖相地层所取代，反映这一时期的构造可能并不是十分强烈。玉门砾岩是祁连山隆起的直接产物，陈杰新等（1996）近获得其底部古地磁年龄为2.5Ma，比早先的结果年轻约1Ma，说明青藏运动B幕在祁连山北麓非常剧烈。

临夏东山古湖在1.65Ma被切穿排干，黄河诞生，扫荡于古湖沉积面上，形成早更新世洪冲积砾石层。在兰州盆地，广泛的洪积扇砾岩覆盖于主夷平面后的一级山麓剥蚀面上，即甘肃期准平原，其上再覆以150多米厚的黄土。古地磁和石膏裂变径迹测年表明，洪积砾石层形成于约1.8Ma，其被河流切割的年代约为1.7Ma。紧接着黄河出现，并于约1.63Ma再度强烈下切形成黄河最高级第7级阶地（朱俊杰等，1995）。这次强烈的构造运动和高原抬升，我们称之为青藏运动C幕。同样，在喜马拉雅山北坡，许多南北向的山顶拉张盆地此时可能被印度河源头各支流切穿，如吉隆盆地于1.7Ma被河流贯穿南流，形成顶盖砾岩（1.7～0.8Ma）及其后的一系列河流阶地（王富葆等，1995）。高原北边的柴达木盆地西部继3.4～2.5Ma的高沉积速率后于2～1.67Ma沉积速率达到第二个高峰（沈振枢等，1991，1993）。所有这些事实均揭示了在1.7～1.6Ma青藏运动C幕是一次非常强烈的高原整体隆升、切穿早先盆地、形成亚洲各巨型水系雏形的构造运动。

在1.1Ma昆仑山垭口发生构造运动使羌塘古湖由深湖相的淤泥转变为三角洲相的砂砾夹淤沉积，接近0.7Ma的古湖消失，沉积变形，随即于湖积层上覆盖了一层山麓冰川沉积，约0.64Ma玛曲-西大滩断层发生大规模走滑，速率达42mm/a，昆仑山再次发生强烈隆起，隆升速率达2～3mm/a，古湖及其上冰川沉积物被断陷，形成西大滩谷地。可见，这次构造运动中昆仑山已进入冰冻圈。

在1.1Ma左右发生在高原东部和黄河流域的构造运动同样十分引人注目。黄河在中游切穿三门峡东流入海，在上游切穿循化积石峡进入循化盆地，紧接着于盆地后沿靠近断裂带的部位堆积了厚达140m的山麓洪积扇砾岩、泥石流和河流砾石层。在0.8Ma高原加速抬升，黄河急速下切，至今已下切了700多米。在临夏和兰州，黄河同样于1.1Ma和0.6Ma产生快速下切，形成黄河的第五、第四两级明显阶地。这次运动后，当今的黄河面貌基本形成。鉴于其在黄河演化中的重要性，我们曾称之为黄河运动（Li，1991；潘保田，1991）。这个时间正好与昆仑山垭口的构造运动开始相一致，说明青藏高原隆起的又一阶段，故而合并称之为昆（仑）黄（河）运动。