青藏高原隆升的环境效应,青藏高原隆起对环境的影响

隆起的青藏高原对中国的气候有哪些影响？

青藏高原隆起对我国气候的影响：

1.青藏高原的巨大隆起——空间特征（3000m临界高度）：

1）面积大：东西3000 km,南北1 500 km,占中国陆地面积1/4，南北占西风带宽度1/3

2）高度大：平均4500 m，占对流层高度1/3

3）中低纬度：25°N～40°N，处在西风带与副热带高压带的过渡区，青藏高原3000m的海拔高度对气流产生动力作用和热力作用，改变了东亚大气环流格局，尤其对中国产生影响。

2.青藏高原的动力作用

1）对季风的分支作用

冬季：青藏高原北部对冬季风分支的分点在95E附近，冷空气堆积并分化为两支:

一支沿阿尔金山成东风吹入塔里木盆地；

另一支则沿着祁连山成西或偏西北风吹向河西走廊，顺地势南下，形成冬季风通道，加剧了冬季风向东南的势力。

夏季：夏季，西南季风抵达孟加拉湾再向北推进时，碰到青藏高原，即分为东、西两支：一

支沿喜马拉雅山转为东风向西吹去；

另一支则沿着山脉的走向流向我国西南地区，加剧藏东南水汽通道作用，使高原边缘降水增多，并进而因雨影作用使高原内部干旱加剧。

2）对西风的分支作用

青藏高原西部，冬半年西风（西风带南移所致）气流受到高原阻挡，距地面3～4 km高度以下的气流被分为南、北两支。由于冬季西风带的位置主要在青藏高原的西端偏南，加之地形的影响，所以南支比北支气流强大得多，故称“南支急流”。南支在高原西南面，为西北气流；绕过高原南侧转为西南气流，高原南侧成槽，加剧西南干暖气流势力。

北支在高原西北面，为西南气流，绕过新疆北部转为西北气流，进一步加强冬季风的势力；高原北侧成脊，盛行下沉气流，进一步强化西北地区的干旱化。

南、北两支气流在长江中下游汇合，气流相对静止区正好处在四川盆地上空，使其成为我国著名的微风区，四川多云雾也与此有关。

受青藏高的阻挡，西风气流的分叉、绕行，东流与汇合，形成了北半球最强大的西风带。分支气流形成于10月，次年4-5月退出，它与东亚季风的进退有一定的关系。

3）屏障作用

东侧的四川、汉中一带，为气流的相对静止区，气流扰动少，风力弱，多小涡旋，少有发展。

西侧阻挡了从西来的西风带气压系统，有的在高原西侧滞留、减弱，甚至消亡。

南侧印度地区，由于高原阻挡了冬季风的南下，所以比同纬度地区温度高而气压低，温度的

年较差小。

北部蒙古一带很少受到南来的暖气流的影响，有利于冷空气的堆积，形成强大的蒙古高气压，

盛行下沉气流，加剧了蒙古高原的干旱。

3.青藏高原的的热力作用

高原季风：青藏高原面与同高度的自由大气相比，有强大的热力差异，这对大气环流产生

明显的热力作用。这种由于高原同四周自由大气之间冬、夏冷热源作用差异所引起的特殊的

气压场变化，形成了独特的冬夏季风向变化的高原季风现象。

高原冬季的冷源作用，在高原地区海拔3 000～4 000 m高度形成一个冷高压，这就使高原空

气向外流动，呈反气旋性环流。必然加强邻近地区的下沉气流，加强地面高压，加强了由海

陆分布所引起的冬季风环流。夏季在青藏高原上出现了热低压，高原上温度是同纬度同高度最热的，对流旺盛，邻近地区的空流入高原，叠加在高原东侧的季风之上，增强了邻近地区低压的强度，加强了夏季风环流。

4.青藏高原隆起与气候区域分异

1）东部季风区形成与发展与青藏高原的隆升相对应高原隆升的3个主要阶段：距今10～9 Ma

的隆升，亚洲季风形成；距今3.6～2.6 Ma，高原加速隆升，亚洲冬、夏季风同时加强；距今

2.6 Ma以来，高原持续隆升，亚洲季风、冬夏季风变率加大，冬季风加强。

2）西北地区有干旱化的趋向

西北地区深居内陆，青藏高原的动力和热力作用使下沉气流加强，特别是印度洋水汽被阻截，

加剧了干旱化。

3）青藏高原北侧和东北侧干旱荒漠的形成

北侧和东北侧，从新疆、甘肃、宁夏以至内蒙古，范围广大的现代温带干旱荒漠的形成，以

及华北地区干旱程度的增强，是高原隆起和现代季风环流形成与加强的结果。

4）青藏高原区寒旱化

青藏高原在抬升的过程中，一方面伴随降温过程，另一方面来自印度洋、太平洋和大西洋的

水汽被阻挡，边缘山地降水增加，内部则出现寒旱化。

青藏高原的抬起对其周边及中国乃至全球的气候有哪些影响

青藏高原的抬起对其周边及中国乃至全球的气候的影响：

1、青藏高原隆升,海陆变迁,改变了海陆分布和亚欧大陆的轮廓,使得亚欧大陆成为最大的陆地,其东部濒临最大的海洋--太平洋,巨大的海陆热力差异,使亚洲东部和南亚成为全球最强盛的季风气候区.加强了亚洲季风的强度、改变了季风的风向、改变了季风影响的范围；一方面使我国季风性气候尤为显著；另一方面,导致北半球中纬度地区干旱气候的形成,尤其是南亚（印度沙漠以及印度夏半年的干旱）、中亚、西亚地区干旱气候更为显著；并且阻挡了高原两侧冷空气气流的交换,扩大了西风带的影响范围；

2、青藏高原隆升,以其高大的地形结构为云贵高原云南区域内形成庇护,阻挡了冬季风以及寒潮的侵袭（云南是中国除青藏高原外遭受冬季风以及寒潮侵袭最少最弱的地区）；从而保障了云南四季如春的宜人气候.并且在一定程度上也阻挡了夏季来自南亚的强热带风暴,保证了内陆地区受其灾害.

3、青藏高原隆升,一方面,高原阻挡了西南、东南季风；使之无法将云雨带至西北内陆,所以塔里木盆地降水稀少,成为我国极端干旱地区.另一方面,青藏高原南麓地区（印度以及我国雅鲁藏布江地区）降雨量则极为丰沛.因此,改变了我国年降水量的空间区域分布.（我国年降水量的空间区域分布规律为：由东南沿海向西北内陆逐渐递；而雅鲁藏布江地区降雨量沿河谷上溯逐渐递增）.

4、青藏高原隆升,导致北半球晚新生代气候变冷,导致生物面貌发生巨大的变化,旧物种灭绝、新物种诞生.进而,诞生了大批珍贵的高原生物,丰富了物种的多样性.

青藏高原隆起对周边环境有什么影响

青藏高原的隆起对我国、亚洲、甚至对北半球、南半球的大气环流演变都有极其重要的影响，又直接影响我国的旱涝等天气气候的形成和演变。

青藏高原的隆升导致中国东南多雨、西北干旱气候格局的形成。随着青藏高原的隆升，阻隔了来自印度洋的暖湿气流，使东亚地区形成季风。此后，随着造山运动和冰期降临，季风逐渐强盛。季风的出现，使地球发生了全球性变冷、北极冰盖发育、非洲变干、黄土高原堆积等等。亚洲季风区的形成，使北半球亚热带高原荒漠带北移，在高原北部地区形成塔克拉玛干等中亚沙漠，西北变成温带、暖温带干旱荒漠区。我国黄土高原的形成，以及我国现代自然环境由东南向西北自森林－草原－荒漠的更替，出现了东南潮湿、西北干旱的基本格局，都与青藏高原隆起密切相关。

青藏高原隆起及其影响

自80年代以来青藏高原逐渐成为地球科学研究的热点和焦点，正在酝酿着新的理论突破。一方面是因为青藏高原作为地球上大陆碰撞最典型的地区，它是检验和发展板块学说的理想场所，有助于建立新的地球动力学理论；另一方面则是由于青藏高原在晚新生代的强烈隆起，极大地改变了亚洲乃至整个北半球的大气环流形式，并对大陆岩石的化学风化、海洋锶同位素的演化以及高原周边的环境、气候及陆地生态系统都产生了重大的影响。

本文综述了青藏高原隆升的时间、过程、环境气候效应及其对海洋锶同位素演化影响的主要内容和最新进展，以便了解青藏高原隆升在全球气候变化中的重要性，并对海洋锶同位素组成的演化特征及其影响因素能够有一个较为清楚的了解。

1 青藏高原的隆起及其气候和环境效应

青藏高原是全球大陆地势上最高的一级台阶，青藏高原的隆起使得地球表面的形状发生了巨大的变化，并对全球变化产生了重要影响。

1.1 高原隆起的阶段性

青藏高原的隆起是一个多阶段、不等速和非均变的复杂过程。对此，国内外学者有着不同的观点。我国学者认为青藏高原的地壳增厚到几乎双倍于正常地壳的厚度是在始新世中期到中新世早期亚洲板块和印度板块的碰撞后开始产生的，但此时只有冈底斯山和喜玛拉雅山呈现显著隆升，广大高原本部仅做被动的、相应的应力调整和变形，但经过长期剥蚀曾两度达到夷平状态，而青藏高原的强烈隆升是从上新世晚期和/或第四纪早期才开始的 〔1〕 。李吉均等 〔2〕 又进一步发展了这一观点，认为青藏高原的整体快速隆升始于3.6

的青藏运动，而始于1.1～0.6 和0.15 的昆仑—黄河运动及共和运动则使高原最终达到现今的高度。其中青藏运动又分为A、B、C三期（3.6、2.5和1.7

），而到了约2.5 的B期时青藏高原已隆升到现今高度的一半（约2

000 m），这一高度被认为是高原隆起—黄土堆积的临界高度。在共和运动时期，喜玛拉雅山由于普遍超过了6

000 m而成为阻塞印度洋季风的重大障碍。90年代以来国外许多学者对这一观点提出了挑战，并把青藏高原的强烈隆起的时间提前了很多。Coleman 〔3〕 认为早在14

以前青藏高原就已达到最大高度并呈东西向拉伸塌陷，其后高度又有所降低。其证据是在喜马拉雅山南北向的正断层上找到了年代为14

的新生矿物。Kroon等 〔4〕 认为喜马拉雅山和青藏高原在8

以前已达到现今的高度，其主要的根据是发现阿拉伯海的上涌流在8

时大大增强，指示了印度洋季风的出现。Quade等 〔5〕 通过对巴基斯坦北部土壤碳酸盐碳同位素的研究揭示出在约7.4～7.0

时C 3 植物向C 4 植物发生剧烈转变，这种剧烈的生态演变标志着当时亚洲季风的形成或显著加强。Harrison

等 〔6〕 通过地层年代学、沉积岩石学、海洋学和古气候学的研究表明南青藏高原的快速隆升和去顶事件开始于约20

以前，而现代青藏高原的高度则得益于约8 前高原的再次隆升。王彦斌等 〔7〕 根据喜玛拉雅山聂拉木地区花岗岩样品的磷灰石的裂变径迹分析结果提出整个南喜玛拉雅造山带在上新世—第四纪为快速抬升期。钟大赉等 〔8〕 通过较系统的矿物裂变径迹研究表明：45～38

印度板块与欧亚板块碰撞后，青藏高原经历过3次抬升事件（25～17

、13～8 、3 至今）。施雅风等 〔9〕 也支持这一观点，并且认为在40

左右，发生了青藏高原的第一期隆起，但当时所成的高山已被完全蚀去，其高度难以估计，范围也较小。青藏高原的二期隆起发生在25～17

。其证据是孟加拉湾浊流扇沉积 87 Sr/ 86 Sr变化指示喜马拉雅的变质岩在20～18

处于强烈上升时期（Harris，1995）。崔之久等 〔10〕 利用夷平面与古岩溶研究证明了青藏高原经过三次隆起和两次夷平的观点的正确性。王富葆等 〔11〕 根据沉积学、磁性地层学、古生物学和氧、碳同位素等研究资料，恢复了中新世晚期以来的构造和气候事件，指出喜马拉雅山上升始于7.0

前，但强烈的上升发生在2.0～1.7 间和0.8 以来，另外，在4.3～3.4

间亦有一次显著隆升，但以后两次上升最为强烈，并且山地与盆地之间的差异隆升运动明显。

时至今日，青藏高原隆起的时间、过程、幅度和速率等问题仍然未有定论，这还有待于国内外学者进一步研究证实。

1.2 高原隆起的环境和气候效应

青藏高原的隆升与全球及区域环境、气候变化的关系问题，引起了世界科学家的广泛关注。尤其是，近年来随着构造隆升驱动气候变化假说的提出，用以青藏高原为代表的构造隆升导致的各种物理化学过程及其气候效应来解释大冰期的来临和全球气候变化，已成为国内外学者研究的热点和焦点。青藏高原对大气环流的热力与动力作用自50年代开始即被科学家们所注意，并进行了一系列的观察与研究。早在20多年前，真锅等（1974年）的数值模拟计算结果表明：考虑青藏高原大地形存在时的1月份100

k Pa等压面上的大气环流图式与现今实际观测值近似一致，当不存在青藏高原时，现有的西伯利亚高压就不复存在 〔12〕 。明茨等 〔13〕 通过计算分析，也都一致认为：由于青藏高原的存在，欧亚大陆的冬季才有西伯利亚高压。Kutzbach等 〔14〕 的数值模拟结果表明，青藏高原的存在与否是亚洲季风，特别是东亚季风形成的一个决定因素。Birchfield等 〔15〕 认为青藏高原的隆起增加了冬季雪的覆盖厚度，改变了局部乃至全球的反照率，从而可能对全球气候产生不可忽视的影响。最近Ruddiman等 〔16〕 通过理论分析与数值模拟把晚新生代地球的变冷及区域分异性的增强归因于晚新生代青藏高原及北美西部高原的隆起。王建等 〔16〕 从孢粉植物分异及演变、干旱碎屑及膏盐沉积分布等方面，对柴达木盆地西部新生代气候与地形的演变进行了探讨。其结果表明，盆地西部新生代两个极端干燥的气候期（膏盐发育期）分别出现在始新世至渐新世及上新世至第四纪。前者与老第三纪行星环流控制下的副热带干燥带有关，而后者与青藏高原的隆升有关。

施雅风等 〔9〕 通过对柴达木盆地的研究结果表明：青藏高原于25～17

第二期强烈隆升即相当于喜马拉雅运动的二期，其所达高度与宽度，足以改变环流形势，它和同时期的热带太平洋的变暖、南极冰盖出现越赤道气流增强、亚洲东缘、东南缘边缘海盆的扩大、亚洲大陆的向西伸展、副特提斯洋的萎缩等因素相结合，共同加强了大陆与大洋的热力差别和动力作用，孕育了以夏季风为主的亚洲季风系统，替代了东亚地面老第三纪的行星风系，导致了东亚干旱草原带大收缩与湿润森林带大发展等重大环境变化。

滕吉文等 〔17〕 从青藏高原巨厚的地壳与薄岩石圈模式、位场与波场特征，从板块构造与深层过程和动力学机制的角度，研究和探讨了高原隆升与全球变化的关系。他们认为，地球内部（地壳、地幔、地核）物质运移与气候变化有着密切关系，并且指出，高原特异的壳—幔结构，一系列大型走滑断层的形成和其整体隆升，均影响太阳能量在大气层里的传输方式，使大气热机效率增大，导致行星西风增强，极—赤温差增大，并最终形成第四纪大冰期。

风尘沉积是典型的大气沉积物，对大气环流格局和强度变化的响应特别灵敏，因而可以间接地视为构造隆升驱动气候变化的重要地质证据 〔18〕 。因而与青藏高原有着天时、地利关系的黄土高原能够对青藏高原的隆升起到好的说明作用。黄土高原风尘沉积序列真实地记录了东亚季风形成演变的信息，

它既是北半球大冰期气候变化的反映，又是对青藏高原构造隆升的响应 〔19,20〕 。吴锡浩等 〔20〕 根据地层记录，对黄土高原黄土—古土壤序列所反映的构造气候旋回与青藏高原冰碛—古土壤序列所反映的隆升过程进行对比，表明它们在地球轨道偏心率的准0.4

Ma周期变化方面具有大致同步的相位关系。刘东生等 〔21〕 也论述了亚洲季风系统的起源和发展及其与两极冰盖和构造运动的时代耦合性。王富葆等 〔22〕 利用孢粉分析并结合沉积学及 14 C测年等资料，进一步说明青藏高原对全球气候变化具有“启动区”和放大器的作用。

此外，磁化率曲线和氧同位素曲线所反映的东亚冬、夏季风自3.4

开始大致同时增强，而此时全球冰量也开始显著增加，这与大致在3.4～2.6

青藏高原的加速隆升之间的关系绝不是一种巧合。而且青藏高原的阶段性隆升与东亚季风的多次气候突变有着某种内在联系 〔20,23〕 。

Raym等(1992)提出，青藏高原大面积的隆升在过去40 Ma以来引起了全球大陆硅酸盐风化速率的加快，导致大气CO 2 含量的下降和全球气温的下降，并称之为“冰室效应（icehouse

effect）”。但这种观点受到了很多学者的挑战 〔24～26 〕 。Christlan

等 〔27〕 指出，喜马拉雅的风化剥蚀对碳循环的主要影响是增加了沉积岩中有机碳的埋藏量，而不是增加了硅酸盐的风化速率。另外值得一提的是，覆盖着约10%的地球陆地表面的黄土—古土壤序列中含有平均约10%的碳酸盐 〔19〕 ，即有相当数量的碳被固定埋藏，没有参与全球的碳循环，这可能也是大气CO 2 浓度降低的一个因素。

青藏高原的隆升在全球气候变化研究中的重要性得到了众多学者的认同，但是，最近卢演俦等 〔28〕 指出，新生代初印度—欧亚板块汇聚以来，特提斯海的消退，以及太平洋板块在亚洲大陆东缘和东南缘消减引起的弧后海盆（如日本海、东海、南海）的扩张和陆缘海盆（如黄海、渤海）的出现，对于亚洲古季风形成的意义要比青藏高原隆升所起的作用更重要。这一点在Ramstein等 〔29〕 的AGCM数字模拟试验结果中得到了论证。

目前，对于全球变化尤其是第四纪气候变化机制的研究方面，以轨道尺度气候变化的研究比较深入，而对于青藏高原对全球气候变化的影响研究的还不够，尚没有达成明确的共识。 font size="3"strong/p

p align="left"font color="#0000A0"font size="4"2 海洋锶同位素组成的演化

现今，海水中锶的平均浓度大约为8 mg/L, 87 Sr/ 86 Sr值为0.7093±0.0005 〔30〕 ,是海水中最富集的微量元素之一。海水中锶的存留时间是3

Ma（Richter等，1993），比海水的混合速率（约10 3 a）要长得多 〔30〕 。海水中的锶主要以海相自生碳酸盐及部分磷酸盐、硫酸盐和其它盐类矿物的形式存在，其中，海相自生碳酸盐矿物的 87 Sr/ 86 Sr值反映了矿物沉积时海水的锶同位素组成特征，真实而连续地记录了海洋锶同位素组成的演化历程。诸多研究结果表明，40

Ma以来海洋Sr同位素比值明显地上升了 〔31～34〕 。

2.1 锶同位素的地球化学性质

锶有4个稳定的同位素： 88 Sr、 87 Sr、 86 Sr和 84 Sr。其中， 87 Sr是 87 Rb天然衰变的产物，其半衰期为48.8

Ga。Rb与K晶体化学性质相似，常以类质同像方式进入钾长石、黑云母等硅酸盐矿物中；Sr与Ca的晶体化学性质相似，常取代斜长石、磷灰石及碳酸盐等含钙矿物中的Ca 〔35〕 。地质体中 87 Sr/ 86 Sr值的大小取决于它们的Rb/Sr值和年龄。由于Rb、Sr性质的差异，导致不同的岩石、矿物及其不同的风化阶段具有不同的Rb/Sr值，而不同的Rb/Sr比或/和年龄的不同，则决定了其特定的 87 Sr/ 86 Sr值 〔49〕 。另外，与H、C、O、S等同位素不同的是，Sr同位素不会由于物理化学风化和生物过程而发生分馏 〔36〕 。

2.2 海洋锶同位素组成的演化特征

早在1948年，Wickman就提出由于地壳中 87 Rb的衰变，海水中锶同位素的组成应该随时间单调增加，而且仅是时间的函数。但是，1955年Gast对已知年龄的海相碳酸盐岩的锶同位素测定结果表明海水 87 Sr/ 86 Sr值的变化速率远小于Wickman的估计值，并指出Wickman过高估计了地壳Rb/Sr值。Palmer等 〔33〕 测量了整个显生宙海相石灰岩的 87 Sr/ 86 Sr值，发现所得结果并不是很系统地增加，而是呈现出不规则的曲线变化，并于前寒武和现在具有最大值，而在二叠纪末—三叠纪初具有明显的最小值。Martin等 〔37〕 对中二叠纪到三叠纪的海水进行了 87 Sr/ 86 Sr

值测定，并得出了在晚二叠纪比值增加的速率是0.000097/Ma，此速率大约比过去40

Ma的平均增长速率大了2.5倍，大致等于整个新生代的最大增长速率，而且这一增长仅是发生在较短的时间内。Edmond 〔34〕 指出，在过去的500

Ma中，海洋锶同位素组成随时间的演化呈现一个不对称的波谷形状。其最高值在寒武纪和现在（0.7091），最低点在侏罗纪（0.7067），其上叠加一些小的震荡，而且在过去的100

Ma中，其值呈现出明显的单调增长趋势。

Richter等 〔38〕 1992年对100 Ma以来海洋 87 Sr/ 86 Sr值演化的研究结果表明，100～40

Ma海洋 87 Sr/ 86 Sr值变化不大或略有下降。但自40 开始至今海洋 87 Sr/ 86 Sr

值一直持续上升，在约20～15 是海洋 87 Sr/ 86 Sr值上升最为迅速的时期，并将其归因于由印度—亚洲板块碰撞引起的大陆河流向海洋输入Sr的通量的增加。Palmer等 〔39〕 对DSDP第21和375钻孔75

以来有孔虫的 87 Sr/ 86 Sr值测定结果显示了其总体增加的趋势，并于约10～20

具有最大的变化速率(4×10 -5 /Ma)。1991年，Hodell等 〔40〕 又测量了从24

至今的261个样品的锶同位素比值。其变化曲线可以看成是由一系列斜率不同的线形部分组成的，其斜率最大值为6×10 -5 /Ma，最小值接近于零。他们认为，在晚第三纪期间海水锶同位素比值由0.7082上升到了0.7092，但其变化速率不是常数，而是一系列变化值。其中，在早中新世（24～16

）、中新世末期（5.5～4.5 ）和晚上新世—更新世（2.5～0 ）期间具有相对快速的增长；从中中新世到晚中新世初期（16～8

），同位素比值具有中等程度的增长；而8～5.5 和4.5～2.5 同位素比值变化很小或没有变化。Hodell等 〔41〕 对晚第三纪（9～2

）海洋锶同位素组成变化的研究结果如下：在9～2 之间海洋锶同位素组成呈现出增加趋势并伴随着几个不同的斜率。9～5.5

， 87 Sr/ 86 Sr值几乎保持在常数约0.708925。5.5～4.5 Ma

BP， 87 Sr/ 86 Sr值约以1×10 -4 /Ma的速率线性增长。在4.5～2.5

之间， 87 Sr/ 86 Sr值的变化速率逐渐减小直至为零，并最终将比值保持在0.709025。Capo等 〔42〕 对海洋碳酸盐样品的测量结果表明，在过去的2.5

Ma中海水 87 Sr/ 86 Sr值增加了14×10 -5 ，而且各个时段的增长速率不相同。这样高的平均变化速率表明大陆风化速率是相当高的。而增长速率的不一致性则反映了风化速率的波动（相对于当今值而言，其变化率高达±30%）。

Dia等 〔31〕 分析了近30 Ma以来海洋Sr同位素比值的记录发现在这一逐渐增长的Sr同位素变化之上叠加了一个周期为10

Ma的高频震荡，而这一周期性变化与地球轨道参数的周期性变化相一致。Clemens等 〔32〕 测定了45

Ma以来海水Sr同位素比值，并且指出其最大、最小值分别与大陆冰量的最小、最大值相一致。但这些高频变化与Sr

在海水中存留时间长的矛盾是难以得到解释的。如果这些冰期—间冰期的Sr

同位素变化是全球性的话，那么我们就必须重新考虑Sr

在海洋中循环的动力学机制。

另外，需要指出的是，由于测试样品的不同或海底测试位置的不同，所得Sr同位素比值也可能不同。Hodell等 〔43〕 对海底深钻的不同位置（289孔、558孔和747孔）的研究表明，由于海底不同位置的沉积速率不同，因而它们所反映的海水锶同位素组成的变化曲线也有所不同，例如，Hodell

等认为DSDP 289孔的Sr同位素变化曲线上在约20 处有一拐点，而对于DSDP

747孔，Oslick等认为曲线上从22.5～15.5 是一条直线。对于DSDP 558孔和DSDP

747孔，同样的不一致性也存在于从14～9 ，前者所反映的 87 Sr/ 86 Sr值都比后者要低，而且并非呈线性相关。 strong/p

p align="left" font color="#0000A0" size="3"3 海洋锶同位素组成变化的影响因素 font color="#0000A0"

海洋中的Sr主要有以下几个方面的来源 〔33,44〕 ：①以河流输入为主的地表径流输入，其 87 Sr/ 86 Sr值平均为0.7119；②地下水输入，其Sr同位素平均组成与地表径流相似；③洋壳—海水相互作用通量，包括洋中脊高温热液区作用以及洋脊两侧和冷洋壳区低温水—岩反应，其Sr同位素平均组成约为0.7035±0.0005；④洋底沉积物重结晶而释放或以孔隙水释放到海水中的Sr，其Sr同位素平均组成为0.7084，与海水的 87 Sr/ 86 Sr值接近。这样，海水Sr同位素组成主要受大陆河流的Sr通量和来自海底热液的Sr通量的影响。

Palmer等 〔39〕 通过对定量的锶的地球化学循环模型研究得出如下结论：尽管海底热液和海相碳酸盐的循环对海水锶同位素比值的变化起着十分重要的作用，但是在整个新生代期间，大陆硅酸盐的风化已经成为控制其变化的主要因素。对 87 Sr/ 86 Sr值变化的控制因素的研究表明，河流是海洋锶的主要供给者，其中约75%的锶来自隆起的灰岩的风化，其余部分则来自硅酸盐的风化。海相碳酸盐通过孔隙水为底层海水提供一定量的循环锶，还有较小部分的海水锶来自沉积碳酸盐的溶解。另外，通过海底热液，海水与海底玄武岩也发生锶同位素的交换，但是，在此过程中没有锶含量的明显变化。

Hodell等 〔40〕 对从24 至今的261个样品的锶同位素比值测定结果表明，影响同位素比值变化的因素不能归结为简单的地质现象，而可能是由于构造和气候因素综合作用的结果。这两者的综合效应影响了由大陆输向海洋的锶丰度和锶比值，而且其所得海洋锶同位素记录与晚第三纪期间大陆化学风化速率的逐渐增强相一致，同时也可能与冰期旋回、海平面下降造成的大陆剥蚀面积的增加及由快速构造隆升导致的大陆地势起伏的加强有关。

Raymo等 〔45〕 提出，影响海洋Sr同位素比值明显上升的原因有2种：①大陆河流排放的放射成因Sr通量的上升；②海底热液活动的减少。现今海底热液的Sr通量为1.0×10 10

mol/a， 87 Sr/ 86 Sr值平均为0.7035；大陆河流每年排放入海的Sr通量是3.3×10 10

mol/a， 87 Sr/ 86 Sr值平均为0.7119。这样，由海底玄武岩的热液蚀变而每年进入海洋的Sr通量约为大陆河流排放入海的Sr通量的1/4 〔33〕 。

有一个为多数人接受的推测，即海底热液活动是海底扩张速率的函数。如果热液蚀变进入海洋的Sr总量的变化正比于新洋壳产生的速率，那么，由海底玄武岩的热液蚀变而每年进入海洋的Sr总量自白垩纪以来已减少了40%，但是这个变化在时间累计上不足以解释过去40

Ma以来海洋Sr同位素比值的明显上升(Richter 等,1992年) 〔38〕 。这样，40

Ma以来海洋Sr同位素比值上升的原因只能归结为大陆河流排放的放射成因的Sr通量的增加。为了进一步论证这个结论，Richter

等 〔38〕 证明了以下4点：①Brahmaputra、Ganges、Indus及青藏高原地区河流的Sr通量的总和与过去40

Ma以来海水Sr 浓度及 87 Sr/ 86 Sr值的上升在数量级上相一致；②在印度—亚洲大陆碰撞前，河流的Sr通量变化很小，而紧接着碰撞以后河流的Sr通量则保持了持续的增加；③自碰撞以来喜马拉雅及青藏高原的剥蚀提供了足够的Sr，这解释了自碰撞以来河流Sr通量的增加；④河流Sr通量变化的显著特征，即开始于20

的一个短期脉冲式增加与喜马拉雅地区高速剥蚀在时间上相一致。Copeland等 〔46〕 对孟加拉扇形地区碎屑钾长石的 40 Ar/ 39 Ar年代测定显示，在中新世中期，喜马拉雅碰撞区遭受强烈的脉冲式隆起和剥蚀，而且部分地区的快速剥蚀贯穿整个晚第三纪，它与Richter等 〔47〕 对西藏南部冈底斯带的Quxu

pluton的研究揭示出的一个迅速的侵蚀时期(约在20～15 )的时代相符。Zeitler 〔48〕 发现，喜马拉雅山西部去顶速率的增加开始于约20

。因此，可以认为海洋 87 Sr/ 86 Sr值在约20～15 上升最迅速是对青藏高原在一个短时期内迅速侵蚀的去顶事件的响应。

由以上分析和论证可有如下认识：在印度—亚洲大陆碰撞以前，进入海洋的放射成因Sr通量变化很小，而在印度—亚洲大陆碰撞之后，进入海洋的放射成因Sr通量有很大的上升，并表现为 87 Sr/ 86 Sr值的持续上升，而这一时期青藏高原的强烈隆升和快速侵蚀为海洋 87 Sr/ 86 Sr值的上升提供了足够的放射成因Sr。

结 语

40 以来，海洋锶同位素比值明显地上升了，对于其引发机制国内外学者进行了多方面的研究与探索，但至今仍未得出肯定结论。随着构造隆升驱动气候变化假说的提出，将青藏高原的隆起与全球气候变化、大陆化学风化速率及海洋锶同位素组成的演化紧密联系为进一步认识和明确青藏高原隆升的时代、幅度和形式提供了一个很好的思路和方法。随着这一思路和方法的进一步运用和深化，我们相信关于青藏高原隆升的机制和过程及海洋锶同位素的演化规律的科学难题定将逐渐清晰明了，并可为解决目前关于硅酸盐与碳酸盐风化的争论提供很好的方法和手段。

大陆碰撞和高原隆升过程和效应——以喜马拉雅山和西藏青藏高原为例

王成善

由印度和欧亚大陆碰撞所造成的喜马拉雅山和青藏高原号称地球“第三极”和世界屋脊，它是特提斯构造带各种地质现象发育最全、出露最好的地段，也是全球陆陆碰撞的典型地区，是研究板块构造运动及其过程、全球岩石圈结构构造、全球气候变化和新生代变冷等当代前沿课题的阵地。它也是揭开当代许多地球科学之谜，检验当前固体地球科学中有关学说、理论的关键地区。其中青藏高原的新生代隆升是显生宙以来地球一次最重大的事件，影响着整个亚洲乃至全球许多相关地区人类生存环境和资源分配。正是由于这些独特的地学条件和特殊的地理位置，为建立新的地学理论，为修改、发展、充实当代地学理论提供了得天独厚的条件。所以，喜马拉雅与青藏高原从20世纪70年代被国际地学界称之为“打开板块构造登陆的金钥匙”，受到众多科学家的青睐。经过多年的研究，它在地学界的地位逐步提升，至今天它已成为地学界公认的“大陆动力学野外实验室”、“全球变化研究的天然实验室”、“亚洲季风的启动区”、“全球独特生态系统类型分布区”、“生物物种基因库”。同时它是现今人文、艺术、宗教、历史等学术界最为向往的“圣地”。

以往的地学理论多源于西欧阿尔卑斯山，因此，从18～20世纪的300年期间，各国的地学研究都以阿尔卑斯山为样板，所谓言必称阿尔卑斯。近20年来，随着“青藏高原热”的兴起和经久不衰，青藏高原正在成为地学界新理论、新认识和新发现的源区，在全球变化、东亚季风的形成和变化、更新世以来的全球性变冷气候变化，甚至包括臭氧层问题，都与青藏高原研究有着间接或直接的关系。因此，“青藏高原”正在取代“阿尔卑斯”的地位，在国际地学界研究中“言必称青藏高原”的时代正在到来。

由陆-陆碰撞形成的造山带或许是地球表面最显著的地质特征。北美的阿巴拉契亚山造山带，欧亚大陆中部的乌拉尔山脉和东-中亚的秦岭-大别造山带就是一些最好的例子，每一个都沿走向延绵上千公里。但是，喜马拉雅-青藏造山带及其在东亚的邻区是研究陆陆碰撞的理想地方。第一，造山带是活动的，便于使用新构造研究方法直接论证许多地质关系；第二，板块边界的历史是已知的，因此，陆内变形的原因可以作为与时间相关的边值问题来定量确定；第三，碰撞过程产生了各种地质特征，例如，大规模逆冲断层、走滑断层和正断层系统；淡色花岗岩岩浆作用，广泛的火山作用，区域变质作用，陆内和大陆边缘海盆地的形成。

自20世纪90年代初国际上发表关于地幔动力学、青藏高原隆起与印度季风的文章后，喜马拉雅-青藏高原隆升、地球动力学过程与气候变化的关系就逐渐成为国际喜马拉雅-青藏高原研究热点，甚至在过去的十五年里已成为地球动力学广泛讨论的主题。一些证据表明高原在5～10Ma之间迅速抬升，与之响应的是6～8Ma印度季风的明显加强，5～10Ma开始的大气中二氧化碳的明显减少，而喜马拉雅山上风化的岩石却加强了对大气中二氧化碳的吸收，全球气候变暖既可能是青藏高原隆起（地形演变）的原因又可能是其作用的结果。这种影响及相互作用实质就是地球圈层的相互作用。地球表面抬升与气候历史间的本质联系已引起了地质学家长达一个世纪的兴趣，构造-地表过程-侵蚀的核心是抬升和气候间的关系，它是错综复杂的。当地球表面抬升至更高海拔时，可通过一系列物理和化学机理来改变大气和海洋循环，从而改变区域或全球气候。相应地，气候变化（无论是抬升引发的，还是其他因素的原因）可以通过改变高山的侵蚀速率和侵蚀方式来影响大气和海洋的循环。侵蚀作用的增加使岩层从高海拔地区剥蚀走，由于上覆重压的消失，下伏岩层产生回弹，这种回弹作用被称为“均衡”抬升。

地处特提斯-喜马拉雅构造域东段的青藏高原及其邻区，是冈瓦纳大陆与欧亚大陆的接合部位和印度板块与欧亚板块碰撞对接的部位。板块的多次离散敛合、拼贴碰撞，尤其是喜马拉雅碰撞造山作用所产生的壳幔交换过程，为青藏高原提供了优越的成矿地质环境，形成了中国唯一的一块具有世界规模级的成矿富集区。据预测，仅西藏自治区矿产资源潜在价值就高达6500亿元以上，人均占有资源价值居全国首位。中国支柱性固体矿产资源中的急缺矿种铬、有色金属（铜、铅、锌）、贵金属（金、银）及盐类等，恰恰是青藏高原地区具明显优势和特色的富有矿种。未来的研究将会围绕喜马拉雅碰撞造山运动控制下的深部过程与成矿作用，喜马拉雅碰撞造山过程中的流体作用动力学-地球化学循环与成矿，喜马拉雅碰撞造山过程控制下的超大型矿床成矿机制、分布规律和战略预测等重大科学问题展开。

地处全球特提斯巨型油气构造域东段的青藏高原是我国现今陆上面积最大、油气调查和研究程度最低的地区，也是我国陆上最后一个未开展大规模油气勘探的地域。尽管近些年来对青藏高原油气地质研究取得了大量成果，对该区油气地质条件有了新的认识，但是仍有诸多尚未解决的基础地质和石油地质问题，影响并制约了对该区油气资源潜力分析和远景评价。其中，后期构造保存条件和正向高海拔生油是我国石油地质学所面临的世界性科学问题。

所以，对青藏高原隆升过程、动力学机制及其效应的研究，在科学上对解决当今地球科学研究的前缘和热点的大陆动力学和全球变化具有重大科学意义。在实践上对于解决我国在本世纪初的社会和经济发展的固体矿产资源、水资源和减轻地质灾害及改善环境方面的支撑和保障能力方面也具有重要意义。

参考文献

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