青藏高原东南缘的新生代盆地古高度重建研究与进展

唐茂云 刘 静 李翠平 王 伟 张金玉 许 强

1)重庆市地震局，重庆 401147 2)成都理工大学，地球科学学院，成都 610059 3)天津大学，表层地球系统科学研究院，天津 300072 4)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 5)西南石油大学地球科学与技术学院，中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室 西南石油大学分室，成都 610500

0 引言

新生代印度板块与欧亚大陆的碰撞与随后的持续会聚改变了高原内部及周边的岩石圈构造和应力展布，导致了青藏高原的大规模隆升(Molnaretal.，1975，1993； 常承发，1982； Deweyetal.，1988； Nelsonetal.，1993； Yinetal.，2000； Wangetal.，2008)，并深刻影响着亚洲乃至全球尺度的大气环流以及中亚内陆的干旱化格局(Raymoetal.，1992； Molnaretal.，1993； Lietal.，1995； Anetal.，2001； Guoetal.，2002； 安芷生等，2006)。因此，高原的生长与扩展过程是联系深部地球动力学、气候效应和地貌演化三者之间耦合关系的重要纽带。而青藏高原东南缘因在新生代期间独特的地质构造演化过程(Liu-zengetal.，2008； Hokeetal.，2014； Lietal.，2020b)，其隆升历史无疑是窥探青藏高原隆升变形过程的重要窗口，也是检验青藏高原隆升机制方面的 “下地壳流”和 “板块挤出”等不同动力学模型的重要突破口。

古高度量化是高原地貌演化研究的前沿和热点，也是约束高原隆升动力学机制的重要手段。前人曾通过古高度的重建对青藏高原新生代的隆升方式和幅度提出了很多重要认识(施雅风等，1964； 李吉均等，1979； Wangetal.，2008)。受大气水源、季风环流模式以及其他约束的限制，已有研究进行古高度构建的区域大多集中在青藏高原的中—南部(Garzioneetal.，2000a； Rowleyetal.，2001，2006； Spiceretal.，2003； Currieetal.，2005； Cyretal.，2005； DeCellesetal.，2007； Polissaretal.，2009； Sayloretal.，2009； Xuetal.，2013； Dingetal.，2014)。近年来，随着对古高度量化过程中一些假设条件的进一步发展(Eileretal.，2004； Hrenetal.，2009； Bershawetal.，2012； Dingetal.，2014； Lichtetal.，2014； Lietal.，2018)以及对地层年代学的新认识(Gourbetetal.，2017； Linnemannetal.，2017)，在青藏高原东南缘的新生代古高度演化研究方面也涌现出了许多重要研究成果(Hokeetal.，2014； Li S Yetal.，2015； Gourbetetal.，2017； Tangetal.，2017； Hoke，2018； Xiongetal.，2020)(图1)。本文对近年来青藏高原东南缘典型新生代盆地古高度定量研究方面取得的新进展和新认识进行了系统的梳理与总结，归纳了青藏高原东南缘新生代地表隆升过程的空间分布及特征，并进一步讨论了该区新生代古高度的演变过程及相关动力学机制的问题。

图1 青藏高原东南缘地貌与构造图Fig. 1 Geomorphology and structure map of the southeastern Tibet Plateau.NQ 囊谦； GJ 贡觉； MK 芒康； LM 黎明； JC 剑川； LP 兰坪； EY 洱源； NH 怒河； YY 盐源； LC 临沧； XF 先锋； XLT 小龙潭。①Zhang et al.，2017； ②Liu-zeng et al.，2018； ③Xu et al.，2000； ④Clark et al.，2005； ⑤Zhang et al.，2016； ⑥Wang et al.，2012； ⑦Wang et al.，2017

1 青藏高原东南缘的地貌特征

构造变形复杂多样和气候过程的叠加作用，使得青藏高原东南缘形成了独具特色的地貌格局。与青藏高原周边的其他高陡地貌边界带相比，如喜马拉雅、西昆仑、祁连山和龙门山，青藏高原东南缘的地貌边界截然不同，而是存在一个从NW向SE逐渐降低的地形过渡带(Fieldingetal.，1994； Clarketal.，2006； Liu-zengetal.，2008； 吴贵灵等，2019)，在水平跨距约1i000km的范围内，区域平均海拔从青藏高原内部的约4i500m渐变到云贵高原区的约1i500m。在平面上，怒江、澜沧江和金沙江在横断山脉纵谷的地区仅相距数十km并流经数百km，近平行穿越高原边界，形成了举世闻名的 “三江并流”的奇观。此外，金沙江及其主要支流雅砻江和大渡河在雅砻—玉龙一线还出现了独特的曲别针式大幅急转。在纵向上，该区地形高差大且深切河谷发育，山脊沟谷的高程差最大可达3～4km。

前人基于构造地貌分析以及野外观察发现，在三江并流的深切峡谷间夹持着一些海拔相对较高、起伏较微弱的残留高地，而且这些残留高地可向上追溯延伸至高原内部(Clarketal.，2006； Liu-zengetal.，2008)。部分学者认为，这些残留面很可能是区域上连续的从高原内部延伸到中国南海的低海拔、低起伏的 “类夷平面”，因而可作为高原隆升的标志面(Clarketal.，2006)。而另有研究认为，青藏高原东南缘这种高海拔、低起伏的高原残留面在雅砻江逆冲断裂带两侧的地貌特征存在显著差异，高原面并没有延续到雅砻逆冲断裂带以南的地区，而是止于与雅砻江逆冲带或金河-箐河逆冲带相对应的地形相对陡变带处(刘静等，2009)。最近的研究则进一步指出，青藏高原东南边界存在明显的台阶式构造地貌结构，其中一级边界对应的木里-玉龙断裂，控制了平均海拔约4i200m的高原面东南边界，可能是渐新世—中新世早期构造抬升的结果； 二级边界受中新世中期逆冲活动的金河-箐河断裂控制，构成丽江—盐源一带海拔中等(约3i000m)且相对低起伏区域的东南边界(吴贵灵等，2019)。

2 当前主要应用的古高度计

在针对地质历史期间的区域古高度研究中，所使用的古高度计主要包括稳定同位素古高度计(Garzioneetal.，2000a，b； Rowleyetal.，2001)、古生物化石古高度计(Forestetal.，1999； McElwain，2004； Dengetal.，2012)、重力坍塌(Molnaretal.，1993)、玄武岩气泡(Sahagianetal.，1994)、Δ47古气温-古高度计(Ghoshetal.，2006)、低温热年代学和古夷平面等。其中，稳定同位素和古生物化石及其衍生方法目前应用相对更为广泛。

2.1 稳定同位素古高度计

早在20世纪40年代，Harold Urey就首先提出同位素分馏可提供有用的地质信息，从而奠定了稳定同位素的理论基础。随后，通过研究现代降水中稳定同位素的分馏过程及其影响因素，找到了一些稳定同位素分馏与地形变化之间的规律(Dansgaard，1964)，并被广泛应用于古高度研究中(Garzioneetal.，2000a，b)。稳定同位素作为古高度计是建立在大气水蒸汽、降水、降雪过程中氢氧同位素随着高度增加而出现分馏的理论基础之上(Rowleyetal.，2007)，其基本原理是利用大气降水δ18Ow(SMOW)的高程效应，当降水气团沿山坡上升时，由于稳定同位素的动力学分馏作用，重同位素优先进入液相，轻同位素留在气相中，这就导致降水中的氧同位素值随着海拔高度的升高而降低。因此，可利用地表水氧同位素值与高度的关系来估算古高度。

稳定同位素古高度计主要利用沉积地层中形成的古土壤碳酸盐结核(DeCellesetal.，2007； Xuetal.，2013； Hokeetal.，2014； Li S Yetal.，2015; Tangetal.，2017)、自生湖相碳酸盐(Quadeetal.，2007； Murphyetal.，2009； Sayloretal.，2009)、含水硅酸盐(Mulchetal.，2007)、生物标志化合物(Polissaretal.，2009)、动物牙齿(Wangetal.，2006； Xuetal.，2010)以及贝壳化石(Murphyetal.，2009； Sayloretal.，2009)等各类替代指标重建古降水同位素组成，再根据地表水氧同位素值(δ18Ow)随海拔变化的经验关系式(Garzioneetal.，2000b； 丁林等，2009； Xuetal.，2014； Tangetal.，2017)或模拟的理论关系式(Rowleyetal.，2001，2007)来量化构建古高度。目前稳定同位素古高度计已广泛应用于北美西部盆岭省、安第斯高原、新西兰阿尔卑斯山脉以及青藏高原等地区的古高度构建，尽管在重建过程中还面临着许多不确定性问题(Poageetal.，2001； Mulch，2016)，但该方法的可靠性及其中的一些关键因素在近20a来得到了显著的完善和提升，包括： 在水汽来源与运移路径方面，对始新世季风的研究逐渐深入(Hrenetal.，2009； Bershawetal.，2012； Lichtetal.，2014)； 在碳酸盐岩形成时的古温度条件方面，由传统的合理估值发展为采用二元同位素Δ47(Clumped isotope)对碳酸盐岩形成时的古温度记录进行精确评估(Eileretal.，2004； Ghoshetal.，2006，2007)； 在同位素是否发生重置方面，发展了 “镜下薄片检验”(Cyretal.，2005； Leieretal.，2009)、“二元同位素Δ47(Clumped isotope)”(Quadeetal.，2013； Lietal.，2018)、“砾石同位素”(DeCellesetal.，2007)和 “介形虫化石纹层”(Dingetal.，2014)等多种物理和化学手段，可对同位素是否发生重置进行检验； 在提升古高度重建精度方面，形成了通过蒙特卡洛法对计算精度进行优化的新方法(Hokeetal.，2014)，使得计算结果的准确性得到进一步提高。

2.2 古生物化石

分析古生物化石是早期定量研究古高度的一个重要手段，该方法主要依据古动植物群落生长的古环境与其最相近的现代动植物类群的生长环境类似的原理，“将今论古”推测和测定古生物生长的气象因子，从而可以间接或直接地定量—半定量化推断古高度。青藏高原早期的古高度研究就起始于古生物化石研究。在1964年希夏邦马峰科学考察中发现希夏邦马峰北坡海拔约5i800m的上新世地层中含有高山栎植物化石，通过物种最近亲缘类比的方法半定量化推测喜马拉雅地区上新世以来地表隆升了至少3i000m(施雅风等，1964)，之后的研究依据类似的方法也给出了相似观点(徐仁等，1973； 李吉均等，1979)。但是，该结果当时忽略了新生代以来全球气候变冷以及古生物较宽泛垂直生活带的影响，使得相关结论存在很大的不确定性(Molnaretal.，1990)。随着认识的深入，对古生物生长时期的古气温进行了校正，使得古高度的估算结果有所改进(Spiceretal.，2003； 邓涛等，2011； Dengetal.，2012)，但仍存在着化石本身难以获取以及化石年代难以准确界定的局限性。

除了上述早期的最近亲缘种方法之外，以古生物化石为基础，后期还衍生出许多其他定量—半定量的古高度研究方法。例如，Mosbrugger等(1997)提出了共存因子分析法(CA)； 周浙昆等(2007)用共存因子分析法对希夏邦马峰高山栎化石和南木林植物化石重新进行了古高度测算，获得了与希夏邦马峰不同的古高度结果以及南木林地区中新世后仍存在后期隆升的信息。Wolfe(1995)在共存因子分析法的基础上，建立了多因子叶相分析方法(CLAMP)，可定量分析出生物化石的多种气象因子变量，其中热焓值(Enthaly)被广泛用于古高度的定量计算中(Forestetal.，1999； Spiceretal.，2003； Jacquesetal.，2014； Suetal.，2018)。Spicer等(2003)利用南木林盆地中植物化石的热焓值，计算得到该盆地在中新世(约15MaiBP)就已隆升至目前高度，这与稳定同位素古高度计结果较为相似(Rowleyetal.，2001)。之后，Su等(2018)利用相同方法对西藏芒康盆地的古高度进行了约束和重建，认为芒康盆地可能在渐新世就已达到了目前高度。

利用古生物化石进行古高度重建的研究仍在不停的探索中，目前有研究发现，化石植物叶片上的气孔密度可以作为大气CO2分压的替代值，也可成为古海拔定量重建的重要指标，从而为古高度的演化提供重要约束(McElwain，2004； Kouwenbergetal.，2007)。

3 青藏高原东南缘新生代盆地的古高度特征

笔者根据青藏高原东南缘的地貌特征，结合前人开展古高度重建研究的典型新生代盆地的空间展布结果，根据现今地貌特征将青藏高原东南缘至云贵高原一线分为北段、中段和南段3个部分，分别对这3段中典型新生代盆地的古高度重建研究方面的主要成果与进展进行归纳总结(表1，图2)，并以此尽可能地恢复出整个青藏高原东南缘不同段落的新生代隆升过程的时空分布及特征。

表1 青藏高原东南缘的古高度研究现状Table1 The paleoaltitude research status of the southeastern Tibet Plateau

3.1 青藏高原东南缘北段

3.1.1 囊谦盆地

囊谦盆地位于羌塘地体东北缘、青藏高原东南缘北端，是由逆冲断层控制的一个山间盆地，沉积地层包括晚白垩—晚始新世地层，主要为一套河湖相沉积，岩性以紫红色砂岩、粉砂岩、泥岩、砾岩、碳酸盐岩、火山岩为主(Hortonetal.，2002； Spurlinetal.，2005)，目前盆地的平均海拔约为4i000m。Li等(2018)采用稳定同位素古高度计，利用晚始新世(37～38MaiBP)地层中的湖相碳酸盐岩氧同位素值，获取了该盆地的该时期的高度信息，为了保证评估结果的准确性，首先通过显微结构观察，确保样品中没有明显方解石脉； 之后，采用 “二元同位素”法(Clumped isotope)进行碳酸盐岩形成时古温度测试(Quadeetal.，2013)，再利用同位素值对比法(DeCellesetal.，2007； Tangetal.，2017)尽可能地排除同位素重置的可能性； 同时，通过数值模拟定性给出盆地不同水汽来源的参与比例，以优化古高度的评估结果。结果显示，该盆地在晚始新世(37～38MaiBP)之前的最低高度约为2.7(+0.6/-0.4)km，与现今盆地的平均高度存在1～2km的高程差。Li等(2018)认为，这一高度差不排除由后期下地壳流引起的地表隆升弥补完成。

3.1.2 贡觉盆地

贡觉盆地位于青藏高原东南缘向高原内部延伸的过渡地带(图1)，盆地的平均海拔约为4i000m，为构造控制的NW-SE向狭长盆地，盆地内地层出露完整，发育了古近纪的贡觉组与然木沟组2套河湖相沉积地层，其中然木沟组一段地层为典型河流相，岩性以紫红色砾岩、中砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩为主(图2)。然木沟组二段地层多为砂泥互层，粒径呈现向上逐渐变细的趋势。然木沟三段则为典型湖相地层，以黄绿色泥灰岩为主(Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017； Xiongetal.，2020)。其中，然木沟一段地层中含有多层古土壤地层，并发育大量古土壤碳酸盐岩结核。然木沟组二段地层中火山岩夹层的锆石U-Pb(Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017)与40Ar-39Ar 定年(李忠雄等，2004)结果显示，然木沟组二段的年龄约为43.2Ma。Zhang等(2018)利用碎屑锆石年龄得到贡觉组和中下然木沟地层的年龄介于53～43Ma。Li等(2020a)利用磁性地层学方法开展了研究，认为然木沟组一段(E2r1)的年龄为64～56Ma，然二段(E2r2)为56～43Ma，然三段(E2r3)小于43Ma。Xiong等(2020)则进一步通过碎屑锆石以及火山岩侵入体得到然木沟组一段(E2r1)采样位置的年龄介于54～50Ma，然木沟组二段(E2r2)采样位置的年龄介于44～40Ma。尽管年代测定存在一定的误差，但多数研究认为然木沟一段应为早始新世地层，然木沟二段为中—晚始新世地层。

Tang等(2017)针对盆地然木沟组一段地层中古土壤结核的稳定同位素进行了研究，发现该盆地北部苏达村附近剖面中的古土壤结核稳定同位素值未被或未完全被后期成岩作用所改造，保留了原始同位素信息，进而计算认为该盆地在古新世—早始新世可能具有不低于2i100～2i500m的海拔高度。由于该地区大气水源的复杂性，高度评估结果可能存在低估，其高程上限难以限定，该盆地在古新世可能与现今高原海拔仍存在约1i500m的高差。Xiong等(2020)通过气候数值模拟对贡觉盆地古水汽的来源比例进行了评估，同时采用二元同位素Δ47(Clumped isotope)对碳酸盐岩形成时的古温度记录进行测定，从而进一步重新构建了然木沟组一段、二段地层的古高度。结果显示，早始新世然木沟组一段地层高度仅约0.7(+0.8/-0.9)km，同时在该地区发现的棕榈化石也显示该地区当时海拔可能较低，推测为干旱的沙漠环境； 随后受羌塘地块与拉萨地块俯冲碰撞作用的影响，上地壳缩短增厚，在中—晚始新世然木沟组二段地层沉积时该地区迅速隆升至约3.8(+0.8/-1.1)km。尽管Tang等(2017)和Xiong等(2020)针对贡觉盆地早始新世的高度在认识上存在一定差距，但不难看出，贡觉盆地至少在晚始新世就可能达到了现今的高度。

3.1.3 芒康盆地

芒康盆地位于贡觉盆地南部，西藏与云南交界的三江并流处，盆地呈NNW-SSE向展布，为拉分盆地，基底为白垩纪红层，盆缘两侧边界受逆冲断层控制。盆地中拉乌拉组由一套高钾质粗面岩夹褐煤及上覆河湖相灰黄、紫红色粉砂岩、砂岩以及大量植物化石组成(图2)(陶君容等，1987； 云南省地质矿产局第三地质大队，1991； Suetal.，2018)。Li S Y等(2015)根据拉乌拉组地层中碳酸盐岩样品稳定同位素的古高度研究发现，该盆地在早中新世(23～16MaiBP)的高度达 3.8(+1.1/-1.6)km，与目前盆地的平均高度(约4i000m)较为相似。Su等(2018)利用叶相分析中的多因子法(CLAMP)获取了拉乌拉组地层中植物化石的气象因子(平均温度和热焓值等)，再利用其中的平均温度和热焓值对芒康盆地的古高度进行了约束和重建，获得了拉乌拉组地层在约35MaiBP的高度为(2.9±0.9)km，约34MaiBP时达(3.9±0.9)km。盆地高程在约1Ma内出现约1km的快速隆升，该结果可能受高程计算中的不确定性影响较大。如果构造作用造成了抬升且地壳均衡，则1km的地表抬升对应着约6km的地壳增厚，而对于在短短的约1Ma的时间内形成如此量级的区域性构造事件而言，能够证明其存在的证据是不足的。

在水汽气团从海平面向内陆山脚下的长距离搬运过程中，稳定同位素中较重的同位素会发生亏损，被称之为陆地效应(continental effect)，而青藏高原东南缘地区在始新世是否存在陆地效应目前仍存在争议。Li S Y等(2015)根据现代降水与高度的经验关系式认为，现代青藏高原东南缘的氧同位素存在陆地效应，而青藏高原东南缘的古地理研究显示，该地区在始新世时期处于热带低纬度地区(Tongetal.，2017)。热带低纬度地区稳定同位素的陆地效应比中纬度地区要弱许多，甚至可能并不存在(Inseletal.，2013； Hoke，2018)。因此，不对芒康盆地的古高度结果进行陆地效应校正似乎更加合理，如此经重新评估后，其晚始新世古高度仍约为(3.8+1.1/-1.6)km，尽管该结果存在较大误差范围，但可以大致看出晚始新世芒康盆地的古高度已具有一定规模。

3.2 青藏高原东南缘中段

3.2.1 黎明—兰坪—剑川盆地

黎明—兰坪—剑川一带位于横断山区，新生代地层序列较为完整。该区从老到新发育有古新世—早始新世勐野井组、早始新世宝相寺组、中—晚始新世九子岩组、双河组、剑川组和上新世三营组(图2)。其中，勐野井组以粉砂岩和泥岩为主，为滨浅湖沉积。宝相寺组地层以紫红色砾岩和砂岩等粗碎屑沉积为主，其间夹钙质粉砂岩及少量泥岩。九子岩组底部为浅灰色泥岩、泥灰岩，上部为微晶灰岩沉积，为滨浅海相沉积。双河组主要为黄色钙质泥岩、砂岩、砾岩以及含煤层沉积，为三角洲或湖相沉积。剑川组以灰色凝灰质砂砾岩、火山角砾岩为主，而上覆的三营组则以灰色砂岩、泥岩夹褐煤为主的河湖相沉积为主(云南省地质矿产局，1990； 沈青强等，2017； Sorreletal.，2017； 覃琼等，2018)。该区的古高度研究成果相对较为丰富，但也存在明显争议。Hoke等(2014)对宝相寺组、双河组和三营组3套地层中的碳酸盐岩样品进行的古高度重建结果显示，古新世—早始新世宝相寺组地层对应的高度约为(2i650±300)m，晚始新世双河组对应的高度约为(3i300±500)m，上新世三营组对应的高度约为(3i300±450)m。Li S Y等(2015)认为Hoke等在计算过程中未考虑陆地效应，经重新计算后得到剑川盆地双河组地层对应的高度约为2i601(+802/-1i140)m。而Gourbet等(2017)对盆地中双河组地层的年代进行了重新测定，发现该地层的年代为35.7～34.5MaiBP，之前认为中新世的双河组应为晚始新世地层，甚至针对之前认为的上新世剑川组也有研究显示其年代为晚始新世—早渐新世，可能与双河组同时异相(刘凤山等，2014)。地层年龄的重新确立将之前的高度结果向前推移了约15Ma。同时，Gourbet等(2017)还对碳酸盐岩氧同位素(δ18Op)与古大气降水氧同位素(δ18Ow)转化计算过程中的古气温以及低海拔碳酸盐岩氧同位素参考值进行了重新评定，并采用Rowley等(2001)提出的始新世氧同位素与高程的理论关系式，取代Hoke等(2014)和Li S Y等(2015)进行古高度重建时采用的现代氧同位素与高度的经验关系式，重新进行了古高度重建，其计算结果显示晚始新世双河组的高度约为(2i800±1i000)m，这与之前Hoke等(2014)的结果较为相似。但如考虑陆地效应，则古高度值变为(1i200±1i200)m，远低于之前的计算结果。与芒康盆地类似，剑川盆地在始新世的陆地效应并不明显。因此，Gourbet等(2017)未进行陆地效应校正而计算得到的双河组地层始新世古高度可能是较为合理的结果。

Wu等(2018)进一步通过对晚始新世(约36MaiBP)九子岩组和双河组地层中碳酸盐岩样品中的氧同位素结果进行计算，获得九子岩组的始新世高度为0.5～2.5km，双河组为0.9～2.9km。另外，其采用共存因子分析法对双河组中的孢粉化石进行系统分析后，计算得到其高度为1.3～2.6km，略微低于稳定同位素方法得到的结果。综上，可以看出尽管古高度的构建存在一定的误差，但前人多数的结果均显示剑川盆地在晚始新世(双河组)就已经获得与现今较为相似的海拔高度。

3.2.2 洱源盆地

洱源盆地位于云南大理北部。前人开展古高度研究所采样的地层为三营组，该地层为一套以砂泥岩夹砂砾岩和褐煤层为主的河湖相沉积。前人根据地层中的植物化石判定该地层可能为上新世地层(云南省地质矿产局，1990)，之后的磁性地层学研究揭示该地层最早的沉积始于晚中新世，地层年代介于7.6～1.8MaiBP(图2)(Lietal.，2013)。Hoke等(2014)根据三营组地层中古土壤结核样品中的氧同位素值，采用现代河流氧同位素与高度的经验关系式计算该盆地上新世高度约为(2i750±700)m，与盆地目前的平均海拔高度较为相似。

3.2.3 盐源盆地

盐源盆地位于青藏高原东南缘横断山区，隶属于四川凉山州。盆地为一个南厚北薄的楔形盆地，由盆地南缘向N倾且具有张性兼右行走滑性质的盐源断裂控制盆地发育，盆地中的盐源组地层顶底皆为不整合接触，为一套泥页岩以及粉砂岩夹褐煤沉积的独立构造层序(李勇等，2001)，动植物化石显示其年代可能为上新世—更新世(Sietal.，2000)，该地层在区域上与丽江、大理地区的三营组具有较相似的沉积特征和年代特征(图2)。Hoke等(2014)根据盐源组地层古土壤结核样品的氧同位素值，采用现代河流氧同位素与高度的经验关系式，计算得到该盆地上新世的高度约为(2i400±1i100)m，与目前盆地的平均海拔高度较为相似。

3.3 青藏高原东南缘南段

3.3.1 怒河盆地

怒河盆地位于横断山脉东南的滇中地区。盆地中包含石灰坝组和小龙潭组地层，其中小龙潭组为一套含泥灰岩、泥岩、砂岩以及煤层的沉积序列(图2)(张远志，1996； Linnemannetal.，2017； Lietal.，2020b)。关于该盆地中的小龙潭组的年代，通过早期的动植物化石以及岩性地层对比认为其属晚中新世(13～5MaiBP)。Hoke等(2014)根据地层中古土壤结核的氧同位素值，采用现代河流氧同位素与高度的经验关系式进行古高度重建，结果显示该盆地小龙潭组的古高度约为(1i000±800)m。

最近有研究通过小龙潭组中火山凝灰岩夹层的U-Pb年龄测定揭示，该地层的年代应为早渐新世((33±1)MaiBP)(Linnemannetal.，2017)，这将之前的古高度重建结果向前推了约20Ma。同时，地层中丰富的植物化石群显示该区在早渐新世就呈现出植物多样性，部分植物甚至延续至今，指示该区在早渐新世可能具有与现今相似的气候特征和季风模式。该地层的年代被重新确立后，之前在古高度计算过程中采用的氧同位素-高程关系式和碳酸盐岩形成时的古温度等都需要重新评估。鉴于此，笔者继续采用Hoke等(2014)测得的该地层中平均氧同位素值(δ18Op)-8.3‰。但对于碳酸盐岩形成时的地层温度，之前Hoke采用(MAAT+5)℃作为中新世时期碳酸盐岩形成时的地层古温度，而地层年代被推至早渐新世后，由于早渐新世古气温要显著高于现代温度，故采用(MAAT+10)℃((16+10)℃)作为碳酸盐岩形成时的温度。同时，使用基于热力学理论分馏模型(Hokeetal.，2014)的氧同位素-高程关系式替代之前采用的现代小流域氧同位素-高程的经验关系式，并对怒河盆地小龙潭组发育时的古高度重新进行了估算。结果显示，该区早渐新世的高度约为(600±330)m，略低于之前的计算结果，并显著低于现今的高度(约1.9km)。因此，笔者认为怒河盆地在渐新世期间应属于低海拔地区。

Jacques等(2014)基于植物化石的热焓值对距离怒河盆地约150km的云南寻甸县先锋镇小龙潭组地层进行的古高度重建结果显示，该地层发育时的区域古高度约为(1i936±901)m，与现今该地区的高度较为相似。这与怒河盆地渐新世小龙潭地层低海拔的特征形成了强烈反差，可能代表了局部的地貌起伏。但由于该地区的地层没有较好的年代学约束，区域上可能存在同相异时的情况，因此不排除该结果反映着不同年代高度信息的可能。

3.3.2 临沧盆地

临沧盆地位于云南西南部，该盆地中的邦卖组主要为洪积-冲积扇相沉积，其底部为一套不整合于中三叠纪花岗岩之上的花岗岩碎屑沉积，向上渐变为一套泥炭沼泽-河湖泊相的砂岩、粉砂岩、煤层和硅藻土沉积(图2)(戈宏儒等，1999； Jacquesetal.，2011)。该地层中的植物化石丰富，并被命名为 “临沧古植物群”，根据区域上该地层上覆芒棒组地层中火山岩的 K-Ar 年龄推测，邦卖组地层的时代应介于11.6～3.8MaiBP(戈宏儒等，1999； 郭双兴，2011； Jacquesetal.，2011)，可能为晚中新世地层。Jacques等(2014)根据该地层中古植物化石的热焓值获得其沉积时的区域古高程约为(214±901)m，由于该结果的误差范围较大，仍需进一步的工作进行约束。

3.3.3 岔科-小龙潭盆地

岔科-小龙潭盆地为滇中地区近SN向曲靖左旋断裂所控制的小型拉分断陷盆地(Li S Hetal.，2015)，该盆地中的主要地层——小龙潭组不整合于三叠纪灰岩之上，以灰褐色泥岩夹杂褐煤为主，煤层中含有丰富的动植物化石，早期被定为中新世地层(云南省地质矿产局，1990)，最近的磁性地层学研究将其进一步限定在12.7～10MaiBP(Li S Hetal.，2015)。Hoke等(2014)基于该地区局部晚始新世地层中古土壤结核样品的氧同位素值，采用热力学理论分馏模型和现代河流氧同位素与高度的经验关系式计算，均得到盆地始新世的古高度接近于海平面，远低于现今该区的海拔。Jacques等(2014)采用植物化石热焓方法对该盆地中的小龙潭组地层进行了古高度计算，结果显示当时的高度为(530±901)m，比目前盆地的平均高度低近1i000m，但该计算结果误差值较大，有待进一步验证。Li S Y等(2015)对小龙潭组地层采用氧同位素高度计方法进行了重新计算，经陆地效应校正后计算得到盆地的高度为 1i645(+525/-747)m，与现今的海拔较为相似。因此，综上所述，岔科-小龙潭盆地可能在晚始新世—早渐新世属于低海拔地区，而在中新世隆升至目前的高度。

4 讨论

4.1 青藏高原东南缘新生代的隆升过程

综合青藏高原东南缘由北至南典型新生代盆地的古高度重建结果可以看出，其隆升过程较为复杂，可能与整个青藏高原相同，具有多阶段、非均匀、准同生的特点。

多数研究认为青藏高原东南缘北段囊谦—贡觉一线在晚始新世(约37MaiBP)之前的平均高程就已至少隆升至约2.5km(Tangetal.，2017； Lietal.，2018； Xiongetal.，2020)，略低于拉萨地体和南羌塘地体构成的古高原(Wangetal.，2014)，与具有相似古地理环境的可可西里盆地晚始新世(36～38MaiBP)之前的古高度较为相似(Cryetal.，2005； Polissaretal.，2009； Dengetal.，2015； Miaoetal.，2016)，推断囊谦—贡觉一线在晚始新世之前可能属于羌塘地体中央分水岭以北的地势低地，与最近古生物化石证据揭示的班公-怒江缝合带的研究结果较为相似(Liuetal.，2019； Suetal.，2019)。可可西里—囊谦—贡觉一线晚始新世发育的河湖相沉积以及古生物化石证据等也可佐证该区应为相对低地势地区(Spurlinetal.，2005； Studnicki-Gizbertetal.，2008； Dengetal.，2012，2019； Xiongetal.，2020)。之后，随着青藏高原渐新世—中新世的向N扩展，巴颜喀拉-松潘-甘孜地块出现大规模隆升(Tapponnieretal.，2001)，可可西里—囊谦—贡觉一线也进一步隆升至目前高度(Dengetal.，2015； Sunetal.，2015)。

在唐古拉山东端的芒康至中段的黎明—剑川—兰坪地区，尽管古高度结果存在一定的误差，但大多数结果揭示其在晚始新世—渐新世之前可能已经达到目前高度，成为早期古高原的一部分(图3， 4)。Hoke(2018)指出青藏高原东南缘从北至南(29°～23.5°N)始新世古土壤的碳酸盐岩δ18O值存在7.7‰的差值，在尽量简化的原则下，无论采用理论模型还是经验公式，7.7‰的差值都对应着3.5～4.5km的高程差。因此，青藏高原东南缘中段与南段之间在始新世必定存在着巨大的地形起伏，可能与龙门山的陡峭边界相似，为青藏高原东南缘的古边界(图4)。这与地貌因子分析的结果较为吻合，且该边界可能受控于雅砻-玉龙断裂带(刘静等，2009)。

图3 青藏高原东南缘的古高度演化历史图Fig. 3 The paleoaltitude evolution history map of the southeastern Tibet Plateau.

图4 青藏高原东南缘的高程演化过程(改自Royden et al.，2008)Fig. 4 The elevation evolution processes of the southeastern Tibet Plateau(modified from Royden et al.，2008).

在大理以南至小龙潭一线的南段地区，始新世古高度重建的结果揭示该区整体海拔较低，与目前的海拔存在约1i000m高程差，如怒河盆地中的小龙潭地层经重建后的早渐新世高度为(600±330)m，岔科-小龙潭盆地的高度甚至接近海平面(Hokeetal.，2014)，表明南段地区晚始新世—渐新世之前整体上属于低海拔的地势低地，并没有发生明显的地表隆升(图3， 4)。而到晚中新世，南段地区古高度呈现出不同的隆升高度，如先锋盆地中植物化石热焓给出该地区的高度达(1i936±901)m，与目前盆地平均高度相似； 小龙潭盆地中的小龙潭组地层稳定同位素古高度结果也显示出与现今相似的高度(Li S Yetal.，2015)； 而云南临沧盆地的晚中新世植物化石热焓则显示该区海拔较低(Jacquesetal.，2014)(图3)。但值得注意的是，小龙潭组中的植物化石热焓古高度计算结果与稳定同位素古高度计算结果存在一定差异，植物化石热焓古高度结果的误差值较大。因此，这种隆升高度的差异，可能并非代表中新世南段地区地貌存在差异化隆升，而是由于计算结果不准确带来的假象。

4.2 青藏高原东南缘隆升过程的动力学机制问题

青藏高原的动力学机制一直以来都是争议的热点，存在着许多观点，如黏性薄板模型(Englandetal.，1986)、块体挤出模型(Avouacetal.，1993； Tapponnieretal.，2001)和下地壳流模型(Clarketal.，2000)等； 而对于青藏高原东南缘的动力学机制而言，目前主要是后2种不同观点的交锋： 块体挤出模型认为高原东南缘与高原南部同样是最早形成的高原部分，该地区在长距离挤出过程中，在约15MaiBP前完成了峰期地壳缩短增厚和抬升，达到接近于目前的海拔高度； 而下地壳管流模式则认为，青藏高原中部下地壳在重力势能的作用下，向高原东—东南缘流动(Roydenetal.，1997，2008； Clarketal.，2000)。该地区在抬升之前存在1个区域上延伸数千km的低海拔残留面，约在中中新世(13～8MaiBP)，随着中下地壳物质从高原中部向边缘部位流动的拱抬作用而发生SE向的倾斜式抬升(Clarketal.，2005)。

从青藏高原东南缘目前获得的古高度结果来看(暂且忽略计算结果精度的问题)，其北段以及中段地区的隆升过程，可以很好地用板块挤出模型解释。在此模式下，印度-欧亚板块间或羌塘地块与松潘-甘孜地块的碰撞会聚使得该区域的上地壳缩短增厚，呈现早期(早始新世)隆升(Tapponnieretal.，2001)，这与囊谦盆地和贡觉盆地等新生代早期地层中发育的逆冲挤压、褶皱变形以及生长地层等现象一致(Hortonetal.，2002； Spurlinetal.，2005； Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017； Li Letal.，2018； Li S Hetal.，2020a)，也与该区在早期(约51MaiBP)存在约43%的水平构造缩短(Spurlinetal.，2005)相匹配。但早期的古高度与现今高度仍存在一定的高程差(1～2km)。后期高程的增加可能是受羌塘地块与松潘-甘孜地块进一步持续会聚导致地壳缩短增厚或深部拆沉作用等因素影响(Lietal.，2018)，使得高原继续向N生长(Tapponnieretal.，2001)，并在中新世前后隆升至目前高度。

青藏高原南段至云贵高原一线在始新世时期主要显示为低海拔高度，似乎并未受到早期印度-欧亚板块碰撞或板块挤出逃逸过程中上地壳缩短增厚的影响，可能处于未受印度板块推挤影响的外围区域。而下地壳流模型中提出的下地壳物质使得区域上延伸数千km的低海拔残留面向SE倾斜式抬升，似乎可以解释早期该地区的低海拔地貌，但却不能解释整个青藏高原东南缘的隆升过程。因此，单一的动力学模型可能并不能完美地解释青藏高原东南缘复杂的新生代隆升过程，该过程可能受控于多种动力学作用。

4.3 河流侵蚀对地表抬升的滞后响应

目前，越来越多的锆石和磷灰石裂变径迹和U-Th/He等低温热年代学结果被用于示踪河流下切和高原隆升的时代(Clarketal.，2005； Ouimetetal.，2010； Tianetal.，2014； Shenetal.，2016； Yangetal.，2016； Zhangetal.，2016； Zhangetal.，2017； Liu-zengetal.，2018； Nieetal.，2018； Gourbetetal.，2019)。众多研究发现，在青藏高原东南缘北部地区广泛存在中中新世10～15MaiBP以来的快速剥蚀过程(图1)，并常被作为高原开始快速隆升的重要标志。如Clark等(2005)对比了区域上主要河流的下切历史与低起伏面的剥蚀差异后，认为青藏高原东南缘地区的主要河流开始发育于9～13MaiBP，且青藏高原东南缘从此时开始快速的地表隆升(Clarketal.，2005； Ouimetetal.，2010)。Gourbet等(2019)通过对川西高原乡城地区基岩山地的磷灰石裂变径迹和锆石U-Th/He研究发现，该区在距今12～16Ma存在河流快速下切事件。而Liu-Zeng等(2018)通过低温热年代学研究发现，青藏高原东南缘的北部—中部地区存在古新世—始新世(60～40MaiBP)和中新世至今(20～0MaiBP)2期次快速剥蚀事件。其中，始新世阶段的快速剥蚀可能是新生代早期变形的响应，而在青藏高原东缘广泛可见的早中新世(20～0MaiBP)以来的快速剥蚀，很可能是河流侵蚀对地表抬升的滞后响应。

古高度重建结果显示，青藏高原东南缘大部分地区，尤其是剑川盆地以北地区在新生代早期就已经发生了一定规模的隆升，并成为早期高原的一部分(图4)，约在中新世已达到了目前的地表高度，而该区域广泛存在的中中新世以来地表快速剥蚀，可能是河流侵蚀作用对已完成的地表抬升过程持续的滞后响应，而滞后时间可能对应于地表抬升、河流侵蚀基准面下降、河流侵蚀能力逐步增强的次序反映过程。因此，早期热年代学研究将快速剥蚀和河流快速下切直接作为指示高原开始隆升的起始时间是不可靠的。

5 结论与展望

5.1 主要结论与认识

本文通过对青藏高原东南缘至云贵高原一线盆地的古高度量化约束，认为青藏高原东南缘受金河-箐河断裂带控制的北段—中段地区与南段地区存在明显不同的隆升过程，其中北段—中段地区始新世—渐新世就存在早期的准高原，而南段地区的地势却明显较低，甚至接近海平面。中新世期间南段地区呈现出差异化隆升趋势，这种差异化隆升可能造成了青藏高原东南缘现今的地貌格局，但不排除这种趋势是由于计算结果的精度所导致的。定量化约束该区新生代期间隆升过程，为青藏高原东南缘构造-地貌演化的动力学机制提供了重要约束，但无论是板块挤出模型或下地壳流模型等单一的动力学模型可能并不能完美地解释青藏高原东南缘复杂的隆升过程，其过程可能受控于多种动力学作用。

5.2 展望

青藏高原东南缘的新生代隆升过程并非一个简单的过程，不同时空尺度上可能存在着不同的隆升历史。目前的古高度数据还只能提供非常有限的约束，要建立起真实准确的新生代隆升历史并对其动力学机制进行可靠约束，未来仍需要更加深入的工作。首先，在时空尺度上，渐新世之前的古高度重建数据相对丰富，而不同区域中新世以来的古高度重建结果则相对缺乏； 同时各盆地精确年代约束以及横向区域地层对比也是一个重要问题，目前许多研究对20世纪地质图中的年代提出了质疑，区域内存在同相异时或同时异相等现象，如小龙潭组、双河组、剑川组等地层。其次，古高度的定量化重建虽然是目前较为有效的高原隆升研究手段，但受古气温、降水过程、计算模型等因素影响，其结果仍普遍存在较大误差，这明显限制了对区域古高度历史的恢复工作，也很难对区域隆升的动力学机制进行更好地约束。再者，尽管目前越来越多古生物化石的新发现以及相关的古高度研究方法与模型也在不断地完善，但要揭开高原隆升过程及其机制的真实面貌，仍然需更多的相关学科开展更为深入的学科交叉研究。

致谢审稿人对本文提出了宝贵修改意见和建议，在此表示衷心感谢!