青藏高原新生代古高度研究：现状与展望

李乐意，常宏，关冲， 陶亚玲，沈俊杰，秦秀玲，权春艳，常小红

1) 黄土与第四纪地质国家重点实验室，中国科学院地球环境研究所，西安，710061；2) 西安地球环境创新研究院，西安，710061；3) 中国科学院第四纪科学与全球变化卓越创新中心，西安，710061；4) 中国地质调查局西安地质调查中心，西安，710054；5) 中国地震局地质研究所，北京，100029；6) 中国科学院大学，北京，100049

内容提要: 青藏高原新生代古高度研究是地球系统科学研究中的一个热点、难点和重点，它是解决地球深部动力学、地貌地形演化和气候变化等各部分相互关系的一个关键突破口。目前以古生物和氧同位素为代表的各种古高度计被用来重建青藏高原新生代的古高度历史，但是不同的研究方法所得到的结果并不一致，关于青藏高原何时隆升到现在的海拔高度存在晚上新世、晚中新世和始新世等不同认识。因为古高度结果的差异，所以对于青藏高原新生代的构造隆升过程和动力机制也存在大的争议。本文首先详细的阐述了部分古高度计的应用原理及其各自的优缺点，收集总结了77条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历史和现状。然后在此基础上讨论了目前高原古高度研究的特点和存在的问题，即地层年代学、氧同位素和古生物古高度计结果的协调、“以点带面”、区域研究程度差异较大、替代性指标的多解性、古纬度影响、地质时期温度递减率的不确定性、全球气候变化的影响等特点和问题。最后就存在的特点和问题指出在恢复青藏高原新生代古高度时所需要完善和注意的方面，其中最重要的是注重地层年代学的可靠性。

印度板块与欧亚板块的碰撞以及深层热隆扩展的联合作用形成了平均海拔高，面积广，变形强烈的青藏高原(Molnar and Tapponnier, 1975；崔军文，1994；崔军文和李鹏武，2001)。在青藏高原地球系统科学研究中，古高度的研究是一个热点、难点和重点。加强对青藏高原古高度的研究具有重要的意义：① 理解和检验青藏高原隆升的机制和模式，如高原生长和向周边扩展的时间等(England and Houseman, 1988; 刘代志，1992；Molnar, 2005)。② 探讨高原隆升高度、重要的时间节点与亚洲季风形成和演化等之间的耦合关系(Kutzbach et al., 1993; Molnar et al., 1993; An Zhisheng et al., 2001; Guo Zhengtang et al., 2002)。③ 高原的隆升对生物迁徙产生影响(邓涛等，2017；Deng Tao et al., 2019)。 ④ 我国地形地貌宏观格局以及大江大河演化形成的时间等与高原的隆升存在关联(Zheng Hongbo et al., 2013)。⑤ “青藏高原构造隆升—硅酸盐的剥蚀、风化—晚新生代气温降低”的“链条”效应评判和证明需要加强青藏高原古高度演化历史的研究(Raymo and Ruddiman, 1992)。

图1青藏高原多圈层相互作用Fig. 1 Interaction of multiple spheres on the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau图中绿色的圆点表示旧石器时代考古地点，黑色的线条表示缝合带，蓝色的线条表示河流; 据 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

总之古高度研究是将地球深部动力学、地貌地形演化和气候变化等各部分联系起来的一个纽带，同时也是解决这些问题的一个关键突破口(图1)。近年来关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认识(如Su Tao et al., 2020)，但是关于高原地表的隆升过程仍然存在一些争议，如运用不同的古高度计在同一地区得到的古高度结果相差大于1000 m(如Rowley et al., 2006; Sun Jimin et al., 2014);随着研究的逐步深入，发现之前盆地新生代地层的年龄存在严重的问题，从而得到的古高度结果以及对应的构造动力学解释也存在疑问(如Fang Xiaomin et al., 2020)。尽管已经有相关学者对相关的古高度计以及影响因素等方面做过综述，但是目前还没有在此基础之上讨论青藏高原古高度研究的现状和存在的问题(王成善等，2009；冯伟等，2019)。本文将首先总结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优缺点，然后整理截止到2021年初所取得的重要的古高度重建结果，但本文拟不开展详细的高原具体块体新生代隆升过程的讨论，主要是因为一方面各块体根据不同的方法古高度重建的结果存在很大的争议，各块体研究地点的古高度结果已有大量的数据文献, 对于这些结果各自有自己的评判标准和证据，本文不适宜具体讨论某一区域的隆升过程；另一方面已有相关文献详细讨论了主要构造块体和缝合带的新生代隆升历史(刘晓惠等，2017；Spicer et al., 2020)。在此基础上，指出目前青藏高原新生代古高度研究的现状和主要存在的特点和问题，并对青藏高原新生代古高度的研究进行展望。

1 古高度研究的方法及在青藏高原上的应用

从20世纪80年代开始，研究者们一直致力于不断发展古高度替代性指标。整体而言，这些古高度指标可以划分为定性和定量两大类。在本文中对古高度指标将不区分为定性还是定量指标，而将逐一阐述，原因是古高度研究主要是确定海拔高度和隆升到具体某一高度的时间，目前已开发的一些古高度指标虽然不能确定具体的海拔高度，但是可以定量限定高原隆升至最大高度的时间，如近南北向的正断层。目前常用的一些古高度指标包含有近南北向正断层、火山熔岩喷发、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盐岩的同位素热动力学模型和区域经验公式方法等，下面将分开简要介绍。

1.1 近南北向正断层

古高度的变化不可能被直接观测到，一个广泛、长期的观点认为高原上面近南北向正断层开始发育的时间代表海拔高度最高的时间(Tapponnier and Molnar, 1977; Molnar and Tapponnier, 1978)。青藏高原近南北向正断层主要分布在平均海拔最高的区域且32°N以南比以北地区分布广泛，向南延伸到高喜马拉雅地区陡然结束，向北穿过拉萨和羌塘地体，断续延伸到金沙江缝合带附近，这些近南北向的正断层控制着新生代沉积(Molnar and Tapponnier, 1978； 崔军文，1994；卞爽等，2021)(图2)。在高原南部地区，通过念青唐古拉山(羊八井地堑)地区近南北向正断层下盘岩体40Ar/39Ar年代学研究，揭示出断层开始时间为8±1 Ma(Harrison et al., 1992)；在塔口拉地堑，正断层开始的时间具有多期次特征，时间跨度为11 Ma到第四纪，断层里水云母40Ar/39Ar结果指示也可能在14 Ma已经开始 (Coleman and Hodges, 1995)；在拉萨地体，近南北向岩墙的40Ar/39Ar结果指示区域东西向伸展起始的年代为18.3±2.7 Ma到 13.3±0.8 Ma (Williams et al., 2001)。在高原中部的双湖地堑，运用Rb-Sr和40Ar/39Ar两种年代学方法对全岩以及单矿物分别测试、相互验证，结果表明地堑形成的时间为13.5 Ma (Blisniuk et al., 2001)。在高原中北部地区，长江源地区有温泉、常错、当拉错纳马以及沱沱河等四个地堑，温泉地堑正断层形成的时间为9.3 Ma、6.6 Ma、3.3 Ma和3.7 Ma；当拉错纳马地堑正断层形成的时间为 4.6 Ma和1.9 Ma；沱沱河地堑正断层形成的时间为2.6 Ma和2.8 Ma，这些地堑开始的年代是利用电子自旋共振方法对断面上发育的方解石脉测试得到的(李亚林等, 2006)；在东昆仑断裂布喀达坂峰，化学剥蚀—热电离质谱法对流纹岩中的锆石进行了U-Pb分析，表明正断层开始的时间为7 Ma(Niemi et al., 2017)。但是在青藏高原中部多格错仁—双湖地区，广泛分布着近南北向的辉绿岩、安山岩质斑岩的岩墙，这些岩墙形成的年代约为47～38 Ma，指示着东西向的伸展在始新世可能已经开始(Wang Qiang et al., 2010)。还有其他较新的研究成果，如沃卡、邛多江、错那—拿日雍错地堑，指示唐古拉山及以北地区中新世中晚期可能已经隆升到相当高度的温泉地堑，光释光测年分析揭示出青藏高原东缘边界带，如安宁河河谷、大凉山构造带等在1.2～0.9 Ma存在一期弱伸展作用(吴中海等，2004，2007，2008；张岳桥等，2010)。综合已发表的证据，可以明显看出关于东西向伸展的年代最早可以达到约47 Ma，最晚可以到0.9 Ma，但是近南北向的岩脉或岩墙是充填于岩石裂隙的侵入体，并不一定与高原的东西向伸展相关，所以高原的近南北向裂谷似乎主要集中在中晚中新世，具体集中在约16.6 Ma～约5.1 Ma，另外，裂谷的启动年代似乎具有自西向东逐步变晚的趋势，这种年龄上的差异可能与测年的方法和对象的差异有关(按照测年的对象和方法可以分为 3 种：热年代学和同位素年代学、电子自旋共振和磁性地层)，也可能与印度板片向东拆离相关，当然，也可能是在地堑的演化过程中，不同正断层形成的次序本身存在差异性，导致年代学存在差异(李亚林等，2005；哈广浩等，2018；张佳伟，2020；Dong Hanwen et al., 2020; Zhang Weilin et al., 2020；卞爽等，2021)。但是对于东西向的伸展作为最大高度的标志也存在不同的意见，如近南北向正断层的出现可能代表了青藏高原隆升机制由南北向缩短向深部动力体制的转变，而非高原隆升到最大高度的塌陷作用(李亚林等，2005)；在构造应力的作用下，岩石圈发生断裂是普遍的现象，挤压可以与走滑、拉伸相伴发生，所以把东西向伸展的正断层作为高原隆升到最大高度的标志存在一定的疑问(李吉均和方小敏，1998)；事实上，如果印度板块向高原流动的量超过了高原向周边流动的量，高原地壳厚度和高度的增加可以与东西向的伸展同时发生，在逐步碰撞的过程中这是一个自然现象且东西向的伸展可以持续较长的时间 (Kapp and Guynn, 2004)；在青藏高原中部，许多地堑沿着走滑断层展布，如双湖地堑，似乎暗示着沿着走滑断层，在一个区域的拉分盆地里也可以形成正断层，不一定需要区域伸展(Molnar, 2005)；也有人用“channel flow”来解释这种近南北向的断裂(张克信等, 2013)；青藏高原垮塌意味着重力扩散，物质向边界逃逸，而高原南北两侧是最有利于物质扩散的，所以形成的伸展应该是南北向的，但事实却是东西向的(张进江和丁林，2003)；还有学者指出近南北向裂谷系的形成与印度板块陆—陆俯冲造成的正交方向拉张以及下地壳流对中上地壳产生的底辟作用有关，不同于东非裂谷系和贝加尔等裂谷系(杨文采等，2019a)。另外目前对于张性正断层形成的机理和高原隆升的机制还不清楚且这一方法不能给出古高度的具体数值(吴福元, 2013)。

图2 青藏高原部分地堑(正断层)分布及年代Fig. 2 Distribution and age of parts of grabens (normal fault) in the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau黑色的线条表示缝合带(Chang Chengfa et al., 1986)。近南北向正断层启动年龄：(1)布喀达坂峰(Niemi et al., 2017)；(2)多格错仁—双湖(Wang Qiang et al., 2010)；(3)沱沱河(李亚林等，2006)；(4)温泉(李亚林等，2006)；(5)常错(李亚林等，2006)；(6)当拉错纳马(李亚林等，2006)；(7)双湖(Blisniuk et al., 2001)；(8)错那(吴中海等，2005)；(9)羊八井(Harrison et al., 1995)；(10)格达(哈广浩，2019)；(11)纳木那尼峰(Murphy et al., 2002)；(12)Ringbung(Ratschbacher et al., 2011)；(13)Gyanze(Ratschbacher et al., 2011)；(14)亚东(Edwards and Harrison, 1997)；(15)错那(李汉敖，2020)；(16)Lingshi(Cooper et al., 2015)；(17)申扎—定结(Hager et al., 2009)；(18)申扎—定结(Zhang Jinjiang and Guo Lei, 2007)；(19)阿玛直米山脉(Kali et al., 2010)；(20)孔错(Lee et al., 2011)；(21)帕拜宗(Williams et al., 2001)；(22)孔错(Mitsuishi et al., 2012)；(23)许如错—当惹雍措(李汉敖，2020)；(24)当惹雍错(Wolff et al., 2019)；(25)Lopukangri(Sanchez et al., 2010)； (26)Thakkhola(Brubacher et al., 2020)；(27)Thakkhola(Coleman and Hodges, 1995)；(28)亚热地区(李汉敖，2020)；(29)South Lunggar(Styron et al., 2013)；(30)隆格尔(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 钾质火山岩的喷发

部分学者认为钾质火山岩的喷发可能代表着高原隆升到现在的海拔高度(Turner et al., 1993)。钾质火山岩一般定义为K2O的质量百分数大于Na2O的质量百分数(Wang Chengshan et al., 2014)。通过对采自于可可西里中中新世之后火山岩样品的年代学和同位素研究，Turner等(1993)认为这些火山岩来自于岩石圈地幔，但是同时强调岩石圈地幔的减薄(拆沉)对这些火山岩形成的重要作用。因为地幔岩石圈的拆沉可以使得高原隆升到现在的高度(England and Houseman, 1989)，因此，钾质火山岩的出现可能表明青藏高原的隆升或者达到现在高度。但是用钾质火山岩指示高原隆升到现在的高度存在问题。一是钾质火山岩形成的原因还存在争议(Wang Chengshan et al., 2014)；二是13 Ma钾质火山岩在青藏高原出现表示高原已经达到现在的高度，但是目前钾质火山岩的年龄可以追溯到约55～45 Ma(图3)，意味着高原在那时就可能已经隆升到目前的高度(杨迪，2011；Ding Lin et al., 2007)；三是模型显示在岩石圈地幔中存在一个“富钾层”，但是其形成原因未知(邓万明, 1998)。

图3 青藏高原火山岩及部分钾质火山岩年龄分布Fig. 3 Volcanic rocks and the age distribution of some potassium volcanic rocks in the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau 黑色线条表示缝合带; 据 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 古环境演化指标

越来越多的证据表明青藏高原由中部逐渐向北部和东北部等边缘地区扩展和生长(张培震等, 2006; Tapponnier et al., 2001; Molnar, 2005; Wang Chengshan et al., 2014)。高原隆升与季风的形成演化之间存在关联(Molnar et al., 1993)。模拟研究显示青藏高原生长到至少现在高度的一半时可以维持类似于现在的夏季风(Kutzbach et al., 1993)；随着高原的扩展和生长，亚洲内陆干旱化逐渐加剧，夏季风不断增强(An Zhisheng et al., 2001)，且高原隆升对东亚季风的影响要比南亚季风大(Liu Xiaodong and Yin Zhiyong, 2002)；东亚夏季风的形成演化可能与青藏高原主体隆升，尤其是高原北部的隆升具有强的关联性，南亚夏季风则对喜马拉雅山的隆升更敏感(Zhang Ran et al., 2012; Liu Xiaodong and Dong Buwen, 2013)。因为青藏高原的隆升对亚洲内陆干旱化以及亚洲季风具有大的影响，所以可以依据高原周边的古环境记录的突变点(事件)来间接指示高原的古高度变化，如黄土—古土壤记录的东亚季风演化，北太平洋风尘记录的亚洲内陆干旱化等(安芷生等, 2006；李乐意等，2015，2021)。基于此，安芷生等(2006)认为中新世以来高原经历了6次重要的构造事件；黄土高原的中新世红黏土(25～22 Ma)为高原的隆升提供了“金钉子”，认为晚渐新世—早中新世青藏高原可能已经达到足以改变大气环流的高度与范围(Qiang Xiaoke et al., 2011；郭正堂, 2017)。但是此种方法存在诸多的不确定性，因为某一环境突变事件的影响因素存在多解性；某一环境事件在不同的地区其反应的时间存在差异性。如5 Ma以来大洋陆源沉积量增加了4倍，这一事件被解释为随着北极冰盖的形成，全球气候的变化，使得气温、降水、植被、海平面等各方面存在不稳定性使得剥蚀作用加强 (Zhang Peizhen et al., 2001)。但是深海沉积10Be/9Be的值确却是相对稳定的，并没有5 Ma以来剥蚀速率的增加，这一阶段沉积速率的增加可能是测量导致的误差，而并不是真实的地质事件(Willenbring and von Blanckenburg, 2010)。

1.4 古生物古高度计

运用古生物化石(植物、动物)来重建古高度基于的原理是所发现的化石群落生存的古环境与它们最相近现生类群的生长环境相近。目前，基于古植物古高度计发展的方法有：共存法、叶相法、叶片气孔密度法等。

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“热带”，“亚热带”或者“温带”等特征，在定量方面可以得到具体的温度数值，主要是分析与化石植物最接近的现代植物种属的温度变化范围来确定共存温度(如年平均温度的共同部分)，适用于各种类型的化石植物群(Mosbrugger and Utescher, 1997； 孙启高，2008)。但是此方法存在下面几个问题：一是化石的鉴定主要是基于植物化石的残体，不能从形态学以及解剖学上来确定化石的种属；二是具有繁殖功能的种子、孢粉等其形态学特征在地质历史的演化中会存在变化；三是对于发现的化石可能鉴定不到属一级，也可能种属已经绝灭或者鉴定错误(Meyer, 2007)。这种方法运用的是“将今论古”的地质方法，在青藏高原已经开展了很多研究(如Sun Jimin et al., 2014)。但是运用古生物古高度计重建古高度近些年来受到了质疑(Molnar and England, 1990; Molnar, 2005)。

叶相法建立的基础是某种植物形态的特征与气候之间的关系。在现代植物森林中，来自于不同的地理空间但是气候相似的区域经常具有不同的种属成分，但是它们具有相同的叶相特征，因为在趋同演化的作用下，在相似的气候条件下会演化出相似的适应性叶相特征(Meyer, 2007)。在生物化石研究中，叶相特征包括有如叶片大小、叶缘是否有锯齿等(Wolfe, 1978)。叶相分析法随着多变量气候—叶相分析法(Climate-Leaf Analysis Multivariate Program, CLAMP)的发展而发展(Wolfe, 1993)，CLAMP是一个大的数据库，运用对应分析方法分析来自于现代森林叶子的叶相特征与它们生存的气候变量之间的关系，可以回避掉共存法中的准确鉴定以及演化中变化的生态幅等问题，同时可以准确地确定年平均温度，其误差可以达到≤1℃(Meyer, 2007)。目前该方法已经在青藏高原古高度的研究中多次使用且取得了可以与稳定同位素古高度计相互印证的结果(Spicer et al., 2003; Ding Lin et al., 2017; Su Tao et al., 2018, 2019, 2020; Song Bowen et al., 2020)。

叶相气孔密度法是通过用植物化石中的气泡密度和指数来重建CO2的分压，确定古高度。该方法具有精度高的特点，因为其与微观的气候条件如温度、湿度、辐射等不相关，但是叶子的背光与向光以及海平面CO2浓度的不确定性对古高度重建的结果影响较大(Kouwenberg et al., 2007)。

运用动物化石重建古高度与上述的植物共存法原理基本一致。目前在青藏高原上已有较多研究结果 (Deng Tao et al., 2011; Chang Miman and Miao Desui, 2016; Wu Feixiang et al., 2017)。但是这里还需要指出的是在运用古生物古高度计的过程中，可能需要考虑评判生物物种在地质历史时期的进化对古高度结果恢复的影响。

1.5 玄武岩气孔大小与分布高度计

玄武岩气孔古高度计基于的原理是玄武岩熔岩流顶、底气泡的压力差。玄武岩喷发以熔岩流的形式存在。新形成的熔岩流其顶部气孔的压力仅仅是大气压，但是底部的气孔受到的压力除了大气压还有上覆熔岩产生的静压力，这样底部和顶部气孔的体积不一样，根据公式(1)就可以算出古气压(Sahagian and Proussevitch, 2007)。

(1)

Vtop表示顶部的气孔体积;Vbase表示底部的气孔体积;Patm表示玄武岩侵位时的古大气压，ρ表示熔岩流的密度;g是自由落体加速度，H是熔岩流的厚度(图4)。

图4 古大气压的测定(据Sahagian et al., 2002修改)Fig. 4 Measurement of paleoatmospheric pressure (modified from Sahagian et al., 2002)

因为新生代时期海平面大气压变化不显著，可以根据大气压与高程的关系计算出古高度。这种方法已经初步运用到科罗拉多高原隆升的时间和幅度等方面的研究(Sahagian and Proussevitch, 2002, 2007)。该方法不受周围环境不确定性影响，只与海拔有关，制约因素较少；测试对象的年龄可以通过放射性同位素进行绝对的定年(Sahagian and Proussevitch, 2007)。运用该方法确定古大气压基于 3 个前提：①玄武岩喷出时拥有大量充分混合的气泡使得它们最初的质量分布不是熔岩流垂直位置的函数，这一点熔岩流是完全满足的；②熔岩流经历了简单的侵位历史，即熔岩流喷出来后，原位固结之后没有进一步的扰动，如热胀冷缩，这一点需要仔细辨别；③在熔岩流固结之前，没有因土壤水汽、植物燃烧等在底部形成的气泡。另外该方法在运用的过程中为了确保准确性需要确定熔岩流的气泡大小分布以及熔岩流侵位历史。熔岩流气泡大小可以用X射线层析成像方法准确的测定，这种方法可以把古高度的误差限定在400 m范围之内且可以快速大量测试相关样品，减少因为局部玄武岩气泡导致的误差。这种方法也存在一定的缺点，玄武岩气孔古高度计重建古高度一个重要前提是校正气孔的压力，而这个压力与熔岩流的厚度具有很大的关系，因此需要确定熔岩流的厚度在整个熔岩流固结之前没有变化，但是热胀冷缩是最常见的现象，所以在野外时确定这些因素非常关键。只有简单的玄武岩侵位历史才能用于古高度的重建，野外采样条件要求较高(Sahagian and Proussevitch, 2007；戴紧根等，2010)。

1.6 宇宙成因核素高度计

当次级的宇宙射线在到达地球表面后与岩石发生作用，从而在岩石里产生宇宙成因的核素。岩石和矿物成分会直接影响产生哪种核素以及数量。绝大部分核素产生于组成岩石的元素，如O，Si或者Ca，I产生于稀土元素的中子分裂。宇宙成因核素的产率对高度的变化敏感。海拔越高，产率越大，因为海拔高的地区宇宙射线穿越的大气质量少。同时宇宙成因核素还对样品的埋藏深度敏感，埋藏越深其产率越小，因为宇宙射线穿过地层会损耗且岩石的密度要比大气的高。用基岩或沉积物中的宇宙成因核素浓度限定相关区域产率历史，那么可以用产率来推导古高度(Riihimaki and Libarkin, 2007)。该方法的主要优点在于其不依赖于地质历史时期的温度、降水等古环境因素，仅决定于高度和纬度。在运用该方法时要注意宇宙成因核素的产率是时间的一个函数，当样品长期处于暴露的环境下，长时间后其产量将达到平衡，此后其浓度不受时间的影响，只受海拔高度和纬度的影响。但是当样品在暴露的时间过程中发生过侵蚀和沉积，那么必须限定沉积和侵蚀的速率。宇宙成因核素古高度计一般具有下面几个误差来源：①大气参数的不确定性导致产率和大气深度的变化，地质参数引起的样品埋藏深度的变化，实验参数引起的测量误差；②次级宇宙射线流以及宇宙射线成分很难评价，一般假设在地质时期宇宙射线的产率和成分是稳定的；③样品的埋藏历史是主要的误差来源(Riihimaki and Libarkin, 2007)。这种方法已经运用到造山带地区的古高度研究，如在安第斯山西部，通过测试分析冲积成因卵石样品中原位宇宙成因3He的浓度，然后模拟在不同的高原隆升历史的情况下3He的产率，与已测试得到的浓度值进行对比，结果表明安第斯山西部在14 Ma之前可能已经隆升到接近现在的海拔高度(Evenstar et al., 2015)。

1.7 稳定同位素高度计

在过去几十年，受构造运动和地球动力学等问题的驱使(Blisniuk and Stern, 2005; Rowley and Garzione, 2007；Mulch, 2016)，稳定同位素古高度计的发展取得较大的进步。截止目前，稳定同位素古高度计已经被广泛的应用到地貌演化历史等研究中，如喜马拉雅—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)，欧洲的阿尔卑斯山(Campani et al., 2012)以及新西兰的南阿尔卑斯山(Chamberlain and Poage, 2000)。

在许多中纬度到低纬度的山系，大气降水的δ18O和δD值具有随着山脉海拔高度的增加而降低的普遍特征(Mulch, 2016)。因为水蒸气、雨、雪等在不同相的转化过程中会存在分馏，随着海拔的增高，水蒸气会冷缩，重同位素(18O、2H)会首先沉降，所以海拔越高的地点其重同位素的含量就越少(Gonfiantini et al., 2001)。这是稳定同位素古高度计的基本原理(图5)。如果山间河湖的补给主要是降水，河湖里面的矿物在形成的过程中与河湖水达到氢氧同位素的平衡，就可以保留当时的同位素值，成为古高度计。其研究的对象有成壤、湖相和自生碳酸盐(Quade et al., 2007)，含水硅酸盐和玻璃(Mulch and Chamberlain, 2007)或者生物指标等(Jia Guodong et al., 2015; Deng Lihuan et al., 2018; Chen Chihao et al., 2020)。稳定同位素古高度计目前虽然广泛应用于造山带的古高度恢复，但是此指标仍存在一定的局限性：

图5 山脉使气团上升，降水逐渐减少,从而形成山脚和山顶温度、降水和同位素梯度(据 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)这种方法在中低纬度地区比较适用，尤其是低纬度，水汽来源单一的地方运用较好，在高原或者大陆内部存在不确定性(Rowley et al., 2001； Lechler et al., 2013)。

(2)运用高海拔和低海拔地区同位素的差值确定古高度，其中低海拔或者水汽来源地的同位素值较难确定。

(3)目前，对氢氧同位素的分馏机制还缺乏充分的了解，难以判断同位素值的变化是仅来源于海拔的变化(吴福元, 2013)。

(4)地质历史时期古高度的确定，一个重要的前提是确定水汽的来源和性质，这一点也较难确定(吴福元, 2013; Sun Jimin et al., 2014)。

(5)成岩作用可以改变碳酸盐的同位素值，取决于成岩过程中方解石化、重结晶以及流体来源的温度，成岩作用使得用碳酸盐来重建古高度基本失去了意义(Garzione et al., 2004)。

(6)稳定同位素应用是基于稳定同位素随着海拔的增高存在瑞利分馏，但是当山体的海拔，如青藏高原比其现在的高度低一半多时，降水氧同位素与高度之间没有相关关系，在这些地区，氧同位素的分馏主要是通过局部的对流和再循环完成的(Shen Hong and Poulsen, 2019)。

(7)这种方法运用的前提假设如知道碳酸盐岩形成时的温度、与大气降水保持动力平衡、现在降水δ18O的递减率没有明显的变化、重建的地质时期气候没有大的波动和低海拔地区或基点的δ18O已知等很难得到满足(Deng Tao et al., 2019)。

(2)

通过磷酸溶解碳酸盐得到CO2中的18O13C16O的丰度与碳酸盐中的18O13C16O2-离子丰度成比例，使得可以用在多种温度下沉积的、代表地表环境的方解石来校正碳酸盐古高度计。校正公式为：

(3)

这个公式可以应用到沉积时温度为1 ℃到50 ℃之间(Ghosh et al., 2006)。

这种方法应用在干旱环境中可能非常有用，但是事实上其最强大的功能是在一个样品中可以同时测量两个随高度变化的参数，即温度和地表水的δ18O值，用来重建古高度(Rowley and Garzione, 2007)。一般而言，在古高度的研究中具有以下用途：① 表层碳酸盐的生长温度可以与测量的大陆温度递减率进行对比确定古高度；② 碳酸盐生长的温度可以帮助更准确的限定碳酸盐生长时大气降水的同位素值；③ 独立的限定碳酸盐生长的温度和水体的同位素成分，可以用这两个变量与海拔断面上的年平均温度和年加权平均同位素对比校正高度的变化(Rowley and Garzione, 2007)。目前，耦合同位素已经运用到青藏高原、安第斯山、北美盆—岭、落基山等地区(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 热年代学高度计

低温热年代学主要是根据岩石矿物中放射性元素的衰变或裂变在晶体内的产出和累积来确定样品在某一地质时期或某时间点所经历的温度历史。虽然青藏高原低温热年代学研究相对薄弱且热年代学在构造地貌中应用的理论基础和信号解译缺乏系统性的研究，但是低温热年代学可以将样品的冷却年代与封闭温度结合起来，可以定量地约束岩石的剥露、抬升等构造地质过程(周祖翼，2014；王修喜，2017)。同时，低温热年代学方法由于具有较低的封闭温度，其中磷灰石(U/Th)/He(AHe)为 67℃、锆石(U/Th)/He(ZHe)是183℃、磷灰石裂变径迹(AFT)为117℃、锆石裂变径迹(ZFT)为232℃，对地壳2～5 km深度范围内的构造活动具有很好的敏感度(Brandon et al., 1998；Ketcham et al., 1999; Farley, 2000; Reiners et al., 2004; 周祖翼，2014)。因此，该方法最近几年常被用来研究高原的隆升历史(如Wang Erchie et al., 2012)。利用低温热年代学方法来约束岩体的剥露速率主要有热史模拟法、年龄—封闭温度法、矿物对法和年龄—高程法等几种方法(丁汝鑫等，2007)。目前应用基岩和碎屑岩热年代学等方法研究了高原北部、东部、南部等构造抬升剥露历史，如在沿祁连山北缘金佛寺岩体，Zheng Dewen等(2010)采集了一系列样品开展(U/Th)/He研究，结果显示年龄随着高程降低在约9.5 Ma出现了拐点，表明金佛寺岩体在9.5 Ma发生了隆升事件。在东部龙门山地区，运用AFT、ZFT、ZHe、AHe多方法研究表明高原东部在30～25 Ma和15 ～0 Ma经历了两期次隆升(Wang Erchie et al., 2012)。在喜马拉雅地区，通过总结裂变径迹资料，发现喜马拉雅山的隆升主要集中在中新世以后，具体存在18～11 Ma和9～0 Ma两次快速隆升期(刘超等，2007)。虽然这种方法现在运用很广，但是也存在明显的缺点：① 此种方法可以很好得约束抬升剥蚀的历史，但是无法定量的给出研究区的海拔高度；② 运用此方法所约束的快速剥蚀历史，这种剥蚀是由构造抬升导致还是因为降水增加导致，目前还不能区分，一个很好的例子就是湄公河于17 Ma开始的迅速下切是由季风增强，降水增加导致的而不是构造抬升(Nie Junsheng et al., 2018)；③ 单一的低温热年代学方法仅可以记录地质体变形达到特定温度条件下的事件信息，为了获取完整的温度信息，则需要多种方法交叉共同研究，如将高温(U-Pb、Rb-Sr等)、中温(40Ar-39Ar)、低温热年代学与地层、地貌等方法结合在一起，则可以获取早期岩浆侵位—矿化作用—侵蚀—河流搬运—盆地沉积等一系列热演化的信息(Bernet，2019; 田朋飞等，2020)。后期可能需要开发新的热年代学温度计以及改进热年代学计算模型和模拟软件等(田朋飞等，2020)。

1.9 其他古高度计

最近，一些新的古高度指标被引入到高原的古高度研究。Hu Fangyang等(2020)通过建立全球造山带海拔高度与岩浆岩Sr/Y和La/Yb值的相关方程，计算重建了青藏高原白垩纪至今的古高度变化，结果显示始新世—渐新世时期，羌塘地块发生了显著隆升并且已基本达到～5000 m的高度。南拉萨地块(冈底斯)的古高度也在这个时期发生隆升，达到现在的高度。但是，在高原的中部(中拉萨和北拉萨地块)海拔相对较低(～2500 m)，进入中新世后，青藏高原整体基本达到现今的海拔高度。Tang Ming等(2021a)通过收集全球锆石的Eu异常和全岩La/Yb值数据，发现这两者之间存在很好的相关性，那么可以用锆石的Eu异常来计算地壳的厚度，同时建立了两者之间的经验公式，进而得到海拔高度。作者沿途采集汇入雅鲁藏布江的支流的河沙并后续完成相关的锆石分析工作，重建了冈底斯山过去150 Ma地壳厚度的变化，结果显示冈底斯山在约30 Ma地壳厚度达到60～70 km，隆升到接近现在的海拔高度(Tang Ming et al., 2021a)。后续Tang Ming等(2021b)进一步运用碎屑锆石中的Eu异常，重建了地球4.5 Ga活跃地壳的厚度变化，结果显示，地球中年存在长期的造山沉寂，一直到新元古代才逐渐恢复。

上述各种古高度计所基于的原理、优缺点等总结于表1。

表1 部分古高计的原理及优缺点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运用于青藏高原古高度的恢复，虽然部分结果存在很大的争议且不同的方法在同一个地区同一地质时期所恢复的古高度结果差异较大，但是不可否认的是青藏高原古高度限定方法最近几年取得了很大的进展(如Su Tao et al., 2020)。部分青藏高原古高度恢复结果总结于表2和图6。

图6 青藏高原及周边造山带目前古高度研究部分结果Fig. 6 Part paleoaltitude results of the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau and surrounding orogenic belts黑色线条表示缝合带 ; 据 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历史与现状

关于青藏高原新生代古高度的研究虽然取得了大的进展，但是争议仍然存在。在20世纪70年代，在希夏邦马峰考察时，在海拔5700～5900 m一套上新世中晚期之前的砂岩层里面发现了高山栎化石，按照发现的植物化石，到中新世时，西藏部分地区的古高度在2000 m以上，上新世时希夏邦马峰的海拔为2000～2500 m，意味着在上新世之后数百万年间，希夏邦马峰隆升了约3000 m (徐仁等, 1973)。但是此次基于生物化石重建古高度时，并没有考虑进去全球温度的变化，因而可能存在不确定性；根据沉积相、古岩溶、动植物群化石、冰川活动、古土壤以及地形地貌变化等，李吉均等(1979)认为青藏高原曾被两次夷平，直到上新世末，地面的海拔高度也仅有1000 m，自上新世以来，高原隆升了3500～4000 m。这是一篇具有里程碑意义的集体创作文章。后来根据临夏盆地的古地磁结果、沉积相变化、黄河阶地以及磨拉石等研究，李吉均等(1996)进一步指出30～3.4 Ma形成的高原主夷平面于3.4 Ma解体，被称之为青藏运动A幕，2.5 Ma以积石砾石层变形和部分地层缺失为特征的高原隆起被称之为青藏运动B幕，在1.66 Ma高原隆起导致的黄河出现、黄河现代水系格局的形成被称之为青藏运动C幕，另外，在1.2 Ma和0.15 Ma黄河开始最大幅度的下切，被称之为黄河运动和共和运动。在昆仑山垭口地区，一套近700 m的晚新生代地层(5.0～0.71 Ma)沉积相的变化、不整合接触和生物化石等证据表明昆仑山地区在0.7～0.6 Ma发生了强烈的构造隆升，由之前的1500 m左右隆升到现在的海拔高度，最开始这次运动被称之为昆垭运动，后与李吉均等(1996)命名的黄河运动一起称为昆黄运动(崔之久等，1997；宋春晖等，2005)。通过古岩溶再结晶方解石的裂变径迹年代学研究，指出青藏高原主夷平面形成于19～7 Ma且形成时期的海拔在500～1500 m之间，现代意义上的高原主要形成于5 Ma之后(崔之久等，1996)。但是根据可可西里东部地区相邻山间盆地的火山地貌年龄，认为主夷平面形成于9.9～6.95 Ma(李炳元等，2002)。根据火山活动，邓万明和孙宏娟(1999)推断高原面在上新世晚期隆升到4000～4500 m。上述的研究现状表明20世纪70～90年代，对于青藏高原隆升过程和古高度方面我国学者认为现代意义上的高原主要形成自上新世以来，之前高原的海拔高度可能不超过1500 m，且高原的隆升速率有从老到新愈来愈快的趋势(肖序常和王军，1998)。

与此同时，国外学者关于青藏高原何时隆升到现在的海拔高度也取得了进展。20世纪90年代，在羊八井附近，来自两个峡谷糜棱岩的40Ar-39Ar热年代学结果显示在8～4 Ma和7～4 Ma时间段内变冷，Harrison等(1992)认为这两个地方快速变冷是由正断层活动导致的构造剥蚀所形成，意味着青藏高原在8～7 Ma已经隆升到现在的海拔高度。在尼泊尔中北部的安娜普尔纳峰，采自正断层里面的云母的最小40Ar-39Ar年龄约为14 Ma，说明青藏高原在约14 Ma之前已经隆升到现在的海拔高度(Coleman and Hodges, 1995)。关于青藏高原不同地区正断层开始的时间可以参看文章古高度计介绍部分。这一时期关于青藏高原何时隆升到现在的海拔高度国内外存在一个很明显的对比，即国内学者主张是在上新世(约5 Ma)之后，但国外学者则认为是在14～8 Ma之前。

进入21世纪，随着新的古高度计的应用和测年技术的发展，青藏高原古高度研究一方面在高原面上获得了更多的古高度结果，另外一方面开始有更多的定量化结果。更重要的一个特点是部分学者认为青藏高原在始新世已经隆升到现在的海拔高度(如Rowley and Currie, 2006)。这方面的代表是Rowley and Currie在伦坡拉盆地开展的工作，于2006年发表在Nature上。他们在牛堡组的中部和上部采集了湖相和古土壤碳酸盐，在丁青组的中部采集了湖相的泥灰岩和灰岩，测试分析样品的碳氧同位素，将最负的氧同位素值代入氧同位素古高度计动力学模型中计算得到伦坡拉盆地至少在35 Ma就已经隆升到现在的海拔高度。运用同样的研究材料和方法，冈底斯山和唐古拉山分别在古新世和始新世就已经抬升到接近现在的海拔高度(Xu Qiang et al., 2013; Ding Lin et al., 2014; Xiong Zhongyu et al., 2020)。基于伦坡拉盆地始新世的古高度结果，同时结合沉积学、地层学、岩浆活动、剥蚀数据等，高原扩展隆升的“原西藏高原”模式被提出来，该模式指出羌塘和拉萨地体可能在始新世中期(约40 Ma)已经隆升到现在的高度(王成善等, 2009; Wang Chengshan et al., 2014)。

与20世纪70～90年代一样，进入21世纪，关于青藏高原的古高度问题国内与国外再次出现分歧。如前面指出，国外学者主要运用同位素古高度计等指出高原在始新世甚至古新世就已经隆升到现在的高度，但是国内学者所发现的古生物化石并不支持这个结论(如Rowley and Currie, 2006; Su Tao et al., 2020)。最近，在伦坡拉盆地发现了晚渐新世约1 m长的棕榈化石叶子，根据发现化石最近亲缘种以及生态学的研究同时结合模型，得到伦坡拉盆地约25 Ma时期的海拔约为2300 m (Su Tao et al., 2019)，这与伦坡拉盆地同位素古高度计得出的结果(约4300 m)相差约2000 m。同样运用生物化石证据，Su Tao等(2020)在班戈盆地蒋浪剖面中始新统地层(约47 Ma)采集到大量的生物化石，包括叶、果实种子和花等，识别出了70余个植物类群。这些生物化石的最近亲缘类群主要分布在现在的热带和亚热带地区，说明在47 Ma前，青藏高原中部班戈盆地气候温暖湿润，基于植物叶片形态特征重建的古高度结果表明在47 Ma前，盆地的海拔不超过1500 m。同样与同位素古高度计得到的结果相差约2800 m。

在目前古高度研究的进展中，有一点需要指出，那就是通过氧同位素的大气环流模型和氧同位素地质记录进行对比分析，发现在始新世青藏高原的海拔高度不超过3000 m时模型与地质记录符合度最好，并指出模型与稳定同位素地质记录的相结合可能是研究古高度一个强大的工具 (Botsyun et al., 2019)。同样的，气候模型和地质记录结合的最新研究成果显示青藏高原始新世的海拔较低，直到新近纪开始大幅度隆升，与古生物恢复的古高度结果基本一致(Licht et al., 2019)。由此来看，同位素和古生物两种古高度计得到的古高度结果后面可能具有逐步趋于一致的趋势。

关于青藏高原新生代古高度和隆升过程的代表性观点，请参见图7。

图7 青藏高原新生代古高度和隆升过程的代表性观点(据李吉均和方小敏，1998；王修喜，2017 改编)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&)

总结来看，目前青藏高原新生代古高度研究的现状为：国内主要运用古生物古高度计，偏向高原晚期主要隆升的观点；国外主要擅长氧同位素等古高度计，偏向高原在始新世就已经隆升到现在的海拔高度。这两种主要的观点，即高原是晚期隆升还是早期隆升，都有各自有利或者客观存在的地质证据，如李吉均等(1979)提出的“三期隆升，两次夷平”，隆升到一定高度重力坍塌等观点，在现在的高原面上确实能看见主夷平面和明显的正断层，如可可西里、东昆仑、理塘和布喀达坂峰等地区(图8)。目前来看，这些证据应该是相对可靠的，包括高原南部地区的氧同位素古高度计使用，古高度存在的观点分歧可能来自于怎么去解释这些地质现象。关于早期或晚期高原主要隆升的争论，如果哪种观点能容纳解释更多的地质现象，那么这种观点可能是更合理的。如果高原在始新世已经整体(或者中部)隆升到现在的海拔高度，则不好解释高原上确实存在的两级夷平面，尤其是山顶面；也不能解释为什么需要约30 Ma后高原面上的正断层才发育；不能解释为什么高原的热力和动力作用促使亚洲内陆干旱化从晚渐新世—早中新世才开始；不能解释晚始新世高原腹地伦坡拉、尼玛盆地等湿润温暖的生物景观(如Harrison et al., 1992; Molnar et al., 1993; Wu Feixiang et al., 2017; Su Tao et al., 2020)；如何吸收调节印度板块继续向北俯冲导致的早中新世之前强烈的地壳缩短等地质现象等(如Staisch et al., 2014, 2016)。相反，晚期高原主体隆升的观点不仅可以解释上述的地质现象，而且还可以协调古生物和氧同位素古高度计之间的矛盾(具体在讨论一节详述)。所以综合来看，虽然后来的早期主体隆升的观点最近几年很流行，但是高原主体晚期隆升的观点可能是最合理的。

图8 青藏高原可可西里(a)、东昆仑山(b)、布喀达坂峰(c)和理塘(d)主夷平面以及断层三角面(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 讨论

青藏高原新生代古高度研究最近几年取得了大的进展(如Spicer et al., 2003; Su Tao et al., 2020)，通过收集整理截止到目前的古高度结果以及目前高原古高度研究的现状、趋势，总结起来，关于青藏高原新生代古高度恢复的研究存在以下几个特点和问题，同时也是目前高原古高度结果、隆升模式和机制存在争论的部分原因。

3.1 地层年代学问题

目前关于青藏高原何时隆升到现在的高度，高原隆升的模式和机制以及高原隆升与气候变化之间的关系存在争议，导致这些争论的一个主要原因是年代学问题。可靠的地层年代学是后面一切工作的基础，年代学出错，会导致古高度结果的解疑、进而讨论高原的隆升模式和机制等都会出错，因而，在地球科学古环境研究中，再怎么强调地层年代学的重要性也不为过。这里有几个典型的例子：

(1)在剑川盆地，之前将金丝厂组、双河组和剑川组基于生物化石年代学证据时代标注为中新世到上新世，但是火山岩的绝对年龄则显示其实这些地层的时代是晚始新世(王书兵等，2020)，因此通过氧同位素古高度计得到的古高度结果需要重新解释计算。

(2)关于风火山群的年代学争议(Liu Zhifei et al., 2003; Wang Chengshan et al., 2008; Staisch et al., 2016; Jin Chunsheng et al., 2018)。之前的磁性地层学工作认为风火山群的年龄为56～31.5 Ma或者52～42 Ma(Liu Zhifei et al., 2003； 伊海生等，2004)，但是Staisch等(2014)通过风火山群上部地层火山岩放射性同位素年龄以及综合前人的生物地层学结果，对Liu Zhifei等(2003)的磁性地层学结果进行了重新解释，认为风火山群的沉积年龄是在85～51 Ma。最近，通过可可西里最新的高精度磁性地层学研究以及在地层中发现的火山灰的绝对定年结果，认为风火山群沉积的年代为约72～51 Ma (Jin Chunsheng et al., 2018)。所以基于目前的结果，风火山群的年龄应该在85～51 Ma或者72～51 Ma。因为风火山群的年龄被重新解释，因而之前基于Liu Zhifei等(2003)的地层年龄结果，用氧同位素古高度计得到的可可西里盆地在40 Ma的古高度结果事实上是约60 Ma 的结果。

(3)最新的伦坡拉盆地研究充分显示了其年代学的重要性(Fang Xiaomin et al., 2020)。在伦坡拉盆地，之前牛堡组和丁青湖组氧同位素古高度研究显示伦坡拉盆地在晚始新世就已经隆升到现在的高度(Rowley and Currie, 2006); 在达玉剖面丁青湖组DY1、2层位发现了长达1 m的棕榈化石，指示在约25.5 Ma伦坡拉盆地的海拔高度不超过2300 m(Su Tao et al., 2019)。但是最新的具有火山灰绝对年龄限制的磁性地层学研究表明之前Rowley 和 Currie(2006)所采的古土壤位置其地层年龄不是晚始新世，而是26.5～22.0 Ma，Su Tao等(2019)发现的棕榈化石的层位年龄不是约25.5 Ma，而是约39.5 Ma(Fang Xiaomin et al., 2020)。这样青藏高原中部新生代的隆升历史需要重新的解释。

(4)在柴达木盆地，新生代地层由老到新可以划分为：路乐河组、下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组、上油砂山组、狮子沟组、七个泉组。关于这七个组的具体年龄，早期张伟林(2006)通过对盆地路乐河剖面、西岔沟剖面和七个泉剖面的高分辨率和高精度磁性地层研究，获得这7个组的年龄分别是：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)在花土沟高分辨率的磁性地层学结果也部分支持这个结果。但是后面红沟和大红沟剖面的磁性地层学和古生物化石的工作指出路乐河组沉积的起始年龄在约25.5 Ma或者约20 Ma，这与之前的约53 Ma相差约30 Ma(Wang Weitao et al., 2017; Nie Junsheng et al., 2020)。后来，大红沟剖面的高分辨率磁性地层学工作再次将路乐河组的沉积年龄限定为>52～44.2 Ma (Ji Junliang et al., 2017)。最近Cheng Feng等(2021)指出底部年龄偏老的年代学模式与通过生长地层和热年代学得到的变形历史更吻合。

但是在青藏高原面上要获得可靠的地层年代学很难，一方面是高原面上环境恶劣，工作难度大且不适宜长期开展工作；二是高原面上尤其是中北部缺乏绝对定年的“锚点”，如火山岩等，使得地层年代学的精确确定非常困难；三是对高原面上的沉积物开展年代学工作，用的最多且也是最好的方法是磁性地层学，但是目前高原面上的磁性地层学工作面临很大的挑战，前面已经指出得到可靠古高度结果的一个重要前提是地层的年代学要准确，如果有绝对定年的材料最好，但事实并非如此，因而青藏高原面上磁性地层学现在面临很明显的一个窘境，即许多学者花费大量的时间(很多工作耗费了近10年时间)、项目和精力(磁性地层学的特点)限定了一段地层的年代，但是在地层里面却没有找到绝对定年的材料，那么事实就是这个工作可能会得到其他学者质疑。进一步而言，即使没有绝对定年材料，但是许多学者为了使得自己的研究结果更加可靠，会结合生物地层学、碎屑锆石年代学等方法手段来帮助限定支撑磁性地层学的结果，尽力做到极致，即使如此，许多学者的工作也未必能得到认可。由于磁性地层学工作本身的特点(工作量大)，同时绝对定年材料在高原面上的缺乏，使得在高原面上开展磁性地层学工作的学者并不如其他年代学方法的多。

另外需要指出的是不同的定年方法测试对象会存在差异，这方面也可能会导致古高度结果存在一定程度的争议，如测试脉体的同位素年代学，因为脉体岩浆活动可能要早于一些地质现象，如裂谷，所以同位素年代学获得的脉体的年龄可能要老于后期的地质现象；磁性地层学的测试对象主要是沉积岩，所以基于这些沉积岩获得的年龄一般要比相关的构造活动要年轻(哈广浩等，2018)。

3.2 氧同位素和古生物古高度计结果的协调

如前面整理的古高度结果以及研究现状所指出的，基于氢氧同位素古高度计重建的结果与基于古生物重建的结果存在明显的差异，即使在同一盆地同一地质时间基于古生物得到的结果比氢氧同位素得到的结果偏低，如在伦坡拉盆地，古生物化石指示在约25 Ma盆地海拔高度小于2500 m，但同位素的结果显示在40 Ma左右就已经隆升到现在的高度(如Rowley and Currie, 2006; Su Tao et al., 2019)。目前运用同位素和古生物方法重建古高度得到一致的结果非常少，但是南木林盆地两种古高度计得到的结果基本一致 (Spicer et al., 2003; Currie et al., 2016)。这就使得关于高原隆升到现在海拔高度的时间争议从始新世一直持续到上新世。导致这种差异的原因可能是因为：

(1)古高度替代性指标的错误应用。替代性指标具有其有限的适用范围，运用时超越其范围就会产生误导，如碳酸盐氧同位素古高度计瑞利分馏模型一般运用于水汽来源比较稳定的地区，如果运用到水汽来源复杂的地点就会产生误导的结果 (Li Lin and Garzione, 2017)。

(2)同位素古高度计和古生物高度计古高度结果的差异可能是客观存在的事实。基于氢氧同位素古高度计得到的结果偏高的原因，Spicer等(2020)作出了解释。如图9a所示，在青藏高原中部冈底斯山和羌塘(唐古拉山)地区，南来的湿润水汽遇到冈底斯山之后开始爬坡，爬坡过程中重同位素降落，逐渐减少，轻同位素最终保留在背风坡的峡谷水文系统中；同样的，冬季时(图9b)北来的水汽被唐古拉山阻挡，山间盆地里只保留轻同位素。所以基于冈底斯山和唐古拉山之间的盆地湖相和土壤碳酸盐岩轻同位素重建的古高度结果其实反映的是盆地周边山脉的海拔高度(图9c)。

图9 氢氧同位素古高度计重建结果比古生物结果偏高的原因示意图 (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)

基于氧同位素的模拟结果支持这种解释。在图10a中首先设计在青藏高原约35°N存在一条基本东西向的深峡谷，图10b设计为青藏高原整体海拔在4500 m，然后看这两者之间氧同位素是否存在差异，结果如图10c和d所示，两者之间的δ18O值没有差异，说明图9a中峡谷地区的氧同位素值反映的其实是周缘山体的海拔高度信息(Spicer et al., 2020)。

图10 青藏高原中始新世基于氧同位素的气候模拟结果(引自Spicer et al., 2020): (a)在35°N设计有一个深峡谷；(b)简单将青藏高原海拔设计为4500 m；(c)和(d)分别是(a)和(b)情况下的δ18O结果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 “以点带面”问题

“以点带面”的问题不仅仅局限于青藏高原古高度的研究中，在高原研究的多个学科领域都存在这个问题，即依靠一个单点的记录去推论整个高原的情况，如在青藏高原古高度研究历史与现状这一节中，晚上新世以来高原大幅度隆升的模式主要是基于高原北部的地质证据而提出的，约8 Ma高原隆升到最大高度的模式其地质证据主要是来自于高原的南部，而“原西藏高原”模式等其地质证据主要来源于高原的中部，但是我们会发现一个很明显的问题，基于青藏高原内各个小块体构造隆升的地质证据最后在陈述时都会冠以“青藏高原”字样，由单点推向到了一个广阔的面，这是不合适的，因为青藏高原从南向北是由各个不同的块体拼接而成 (Chang Chengfa et al., 1986)，某一块体或者某一个盆地的隆升抬升历史并不代表整个高原。高原的隆升具有明显的差异性和不等时性。

3.4 区域研究程度差异较大

通过图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较中北部偏高且研究的时间段相对缺乏渐新世的结果。导致这种局面的可能原因如下：

(1)高原中南部很多的古高度结果是基于氧同位素古高度计得到的，如冈底斯山，伦坡拉盆地等，但是如在古高度计介绍的一节中所指出的，氧同位素古高度计在高原的中北部并不合适，因而这种古高度计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)在高原中南部的地层里面保存有丰富的生物化石，截止到目前，很多重要性的古高度工作都是依靠南边地层里面的生物化石(如Spicer et al., 2003; Su Tao et al., 2019, 2020)。目前，仅在柴达木盆地大红沟剖面发现了728件大化石，主要是叶子化石，然后运用CLAMP方法重建了柴达木盆地在30.8 Ma的海拔高度(Song Bowen et al., 2020)。地质时期高原南北边化石丰富度的差异性可能是因为南边的气候相比北边更加湿润温暖，动植物更适宜生存。

(3)年代学问题。高原南边很多古高度的工作都是基于绝对定年，如伦坡拉盆地、冈底斯山、贡觉盆地等，但是在北边这种绝对定年的材料相对较少，没有可靠的年代学工作，古高度重建也就没有了基础支撑(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质材料与南边相比相对偏少，如火山玻璃等。

3.5 替代性指标的多解性

古环境研究替代性指标的重建和解读是一个大的难题，经常会遇见的是一个指标既受温度影响，同时降水也对其有影响，如何建立只受某单一因素影响或控制的气候指标以及如何将指标中不同影响因素的信息提取分离开来是热点也是难点。另外一方面，某些指标在一定的范围内受某一因素控制，但是如果超出了这个适用范围，则可能其他因素起主导作用。因此，古环境替代性指标具有很强的多解型。最近有一个很好的例子，如在青藏高原东南缘的低温热年代学揭示出在13～9 Ma河流迅速下切，而且在约16 Ma还有一次，与龙门山地区的热年代学结果(15～10 Ma)基本一致(Wang Erchie et al., 2012)，Clark等(2005)认为高原东部地壳的增厚隆升是河流迅速下切的主要原因。但是，古生物古高度计结果显示东南缘在始新世已经隆升到现在的海拔高度(Hoke et al., 2014; Su Tao et al., 2018)，所以用隆升作为下切机制存在不合理性，相反，这个时间段正处于中中新世暖期(17～14 Ma)且东亚夏季风增强，降水增多，导致河流迅速下切山体(Nie Junsheng et al., 2018)。由此可见，之前一般都将深切峡谷看作是构造活跃的一个指标，但现在同时会发现，气候的影响也不可忽略。另外，如在古高度计一节所指出的，近似南北向的正断层一定是高原隆升到现在、甚至更高的海拔高度所形成？古生物古高度计使用过程中如何考虑物种进化、温度递减率等问题？氧同位素古高度计如何确定水汽的来源，如何确定基准氧同位素值?，由此可见，运用某一个指标时需要考虑其多解性。

3.6 古纬度的影响

运用同位素古高度计一个重要的前提就是要确定水汽的来源，但是青藏高原各块体位置在地质历史时期是不断变化的，不同时期的纬度位置会影响水汽的来源、多少以及循环的方式，而且会穿越不同的气候带，经历不同的气候模式，例如，在现在的气候条件下，青藏高原不同纬度地区其稳定同位素存在显著的时空差异，氢同位素在唐古拉山南北两侧具有不同的变化特征(田立德等，2001)；根据氧同位素和模拟结果，青藏高原可以划分出 3 种气候模态，即印度季风模态、西风模态和过渡模态(Yao Tandong et al., 2013)。因此，在重建地质时期古高度时，知道研究地点所处的纬度位置是很重要或者当重建地区的位置漂移到现在的纬度位置时其结果会相对更准确一些。最近，Xie Gan等(2021)在伦坡拉盆地以晚渐新世至早中新世的地层剖面中基于花粉对应的植物类群为气候代用指标，应用生物共存法重建了26～16 Ma的温度与降水数据，同时古气候模拟结果显示当时伦坡拉盆地的位置比现今偏南，夏季能够受到热带辐合带的影响而冬季却不能，造成了当地夏湿冬干的季风气候，从而揭示了古季风发生的物理机制。这一研究结果说明了古纬度位置在区域气候形成中的重要的作用，当然，在古高度重建中的重要性不言而喻。另外一个例子来自可可西里盆地，之前Cyr等(2005)通过碳酸盐氧同位素古高度计计算得到约40 Ma可可西里盆地周边物源区的海拔高度是约2000 m，但是，氧同位素值肯定会发生变化随着水汽向内陆输送，将可可西里盆地与喜马拉雅山之间约6.6°的纬度差考虑进去再重新计算，发现盆地物源区的海拔高度不是约2000 m，而是4000 m，说明了纬度在古高度恢复中的重要性(Quade et al., 2011)。

3.7 地质时期温度递减率的不确定性

温度递减率可以分为两种，一种是自由空气递减率(环境递减率)，通过自由大气垂直空气柱测定，其值是6.49℃/ 1000 m(Meyer, 1992；Spicer, 2018)，另外一种是陆地温度递减率，是通过全球、具体点和区域3种方式陆地温度递减率测量得到(Meyer, 2007)。一般情况下，运用生物共存法重建古高度会使用温度递减率，因为所发现的生物化石不是分布在自由空气柱中，所以会运用陆地温度递减率，但是这个参数受多种因素的影响，如大陆度、海拔高度、盛行风向、大气成分变化以及湿度温度等，因此，在时空范围内是一个高度变化的参数，这种变化给古高度的重建带来不确定性。目前而言，相对可靠的方法是结合数值模拟来确定某一地质时期的陆地温度递减率，如Su Tao等(2019)在伦坡拉盆地的古高度研究中就使用了HadCM3LB-M2.1环流模型模拟了高原13种场景，对应了不同的温度递减率，然后根据其他的地质边界条件计算限定了伦坡拉盆地在约25 Ma的古高度。

3.8 全球气候变化的影响

新生代时期全球气候发生了剧烈的波动变化，从早期的温暖环境(古新世—始新世)进入冷室环境，海平面下降至少100 m左右(Westerhold et al., 2020)。随着全球温度的波动，陆地地表、大气等的温度也会发生变化，但是各个地方温度变化的波动幅度不一致，正如现在全球气候变暖的大背景下，局部地方的温度甚至是下降的。因此，在用重建的地质时期的温度与现在地表的温度差，同时扣除研究地点由全球温度变化所导致的温度波动来重建一个地点的古高度时，由于全球温度变化在具体研究地点的温度反映不确定使得古高度的恢复变的困难，但是目前要解决这个问题相对很难。

4 青藏高原新生代古高度研究展望与结论

重建青藏高原新生代古高度并不是一件简单的事情但却是急需大量开展的一项工作。基于讨论部分总结的关于目前青藏高原新生代古高度研究存在的问题和特点，在恢复青藏高原新生代古高度时可能需要在以下几个方面更多的开展工作：

(1)首先，毫无疑问的是地层年代学问题。年代学问题的重要性以及青藏高原中北部年代学存在的问题在讨论部分已经述及，在此不再赘述，归纳为一点就是缺乏绝对年龄的证据。因此，在后面高原古高度研究中，如何突破地层年代学问题的制约、准确限定地层的年龄是最基本也是最重要的科学问题。青藏高原中北部新生代地层年龄的限定主要是运用磁性地层学方法(如Chang Hong et al., 2015; Fang Xiaomin et al., 2020)，对于这方面我们认为后续的研究工作需要从以下方面开展：如果缺乏或者没有绝对定年的结果，则需要分析样品的代表性、开展相关古地磁检验，确保获得的磁性地层学本身结果的可靠性，同时结合地层中矿物年代学、生物地层学以及结合古地磁场强度的变化等来共同交叉限定沉积地层的年龄(常宏等，2016)；如果地层中缺乏如火山灰等绝对定年材料，但是有碳酸盐沉积，则可以尝试开展最新的一种年代学方法——碳酸盐U-Pb定年。理论上, 保存良好、未遭受后期蚀变的碳酸盐矿物, 只要U/Pb值足够高且有一定的变化范围或普通Pb足够低, 则可以像锆石一样等开展U-Pb同位素定年(程婷等，2016)。在理想的情况下，不仅可以开展碳酸盐的U-Pb的定年，而且年龄的分辨率可以和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计得到的古高度结果经常存在大的差异，是什么原因或者怎么样去解释这种情况？虽然相关学者提出了一些观点，但是争议仍然存在，其本质原因可能是每一种古高度计都有缺点和优点，反映的是某一方面的信息(Spicer et al., 2020)。正如对青藏高原而言，众多的隆升机制模型被提出来用于解释其形成的过程和原因，目前来看，没有哪一个模型能解释所有的问题，原因可能是高原隆升的复杂性、形成机制的多解性和每一种模型的局限性(如England and Houseman, 1988; 刘代志，1992；崔军文，1994；肖序常和王军，1998)。在后面的古高度研究中，在某一个研究地点的研究中尽可能多的运用多种方法来相互交叉验证来约束古高度，分辨出相关影响因素的贡献，或者分清相关因素的主次，确定哪种参数起了主要作用，多种方法的交叉应用相互弥补各自的缺陷，这样得到的古高度结果会相对可靠(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这两种古高度计，后续的多方法交叉研究需要加强其他类型古高度的应用，如火山岩气泡、宇宙成因核素等。

(3)青藏高原的重要性在前言中已经阐明且其是由不同块体拼接形成的，因此，一个单点的古高度结果并不能代表一个块体的隆升历史，更不能代表整个青藏高原，如果要相对可靠、宏观的理解高原的构造隆升及其资源环境效应，加强青藏高原各个区域的古高度研究，尤其是高原中北部的研究显得尤为必要。正如盲人摸象一样，各个学者各摸到一部分，那么最后综合起来就是一头大象的体格，相当于整个青藏高原的新生代隆升过程历史，但前提必须是要有足够多的人“摸象”。

(4)替代性指标在古环境研究中很重要，但是运用和解释方面却存在困难，如经久不衰的磁化率指标被广泛地用于研究各种与古气候和环境演化相关的问题，但是磁化率不仅受磁性矿物种类的影响，还受其粒径、外加场特性等因素的影响(刘青松和邓成龙，2009)。在我国黄土—古土壤研究中，磁化率被用作夏季风的替代性指标，但是在阿拉斯加、西伯利亚等地，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； 刘秀铭等，2007)。一个物理定义相对简单、如此成熟常用的磁化率指标在不同的环境中会存在完全相反的古环境意义，更不用说其他复杂、运用还不成熟的指标。所以在未来的古高度研究中，开发和运用仅受某种单一因素影响的古高度替代性指标显得尤为必要，虽然周期会非常长，但是意义重大。如最近Hu Fangyang等(2020)通过建立全球造山带海拔高度与岩浆岩Sr/Y和La/Yb比值的相关方程，计算重建了青藏高原白垩纪至今的古高度变化。Tang Ming等(2020a)通过收集全球锆石的Eu异常和全岩La/Yb数据，发现两者之间具有很好的相关性，意味着可以用锆石的Eu异常来计算地壳的厚度。通过沿途采集汇入雅鲁藏布江的支流的河沙并后续完成相关的锆石分析工作，重建了冈底斯山过去150 Ma地壳厚度的变化，结果显示冈底斯山在约30 Ma地壳厚度达到60～70 km，隆升到接近现在的海拔高度(Tang Ming et al., 2020a,b)。这些都是一些新的指标及其应用。

(5)地球科学已经进入系统科学、多圈层相互作用研究的时代，青藏高原新生代古高度研究需要充分利用和消化其他学科得到的关于青藏高原新生代地质构造演化的结果，尽量了解和确定影响古高度重建的变量，如研究地点在某地质时期的古纬度位置、全球此时的平均温度、水汽的来源等。如此，会增加重建古高度结果的可靠性。这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质丰富的资料得到的结果，对由地壳地震波速度、重力、地热和地电测量等方法获取的岩石圈内部的物质运动信息结合较少。目前来看，青藏高原的隆升可能并不是某单一原因所导致，更可能是新特提斯洋俯冲到青藏高原软流圈之下、幔源岩浆向地壳的注入、印度板块和塔里木—阿拉善地块双向不均一俯冲、岩石圈的热动力作用，如底辟、热隆、拆沉和地壳均衡调整等多种作用的结果(England and Houseman, 1988；刘代志，1992；崔军文，1994；肖序常等，1998；崔军文等，2011；Zhao Wenjin et al., 2011; 杨文采等，2017，2019b, 2019c；侯增谦等，2020；王志等，2021)。前面笔者强调古高度的研究对探讨青藏高原的隆升机制是不可或缺的一块，同样的，通过三维成像等方法获取岩石圈内部、软流圈等物质运动信息可以帮助检验或者反证某地质时期古高度结果的合理性，如用地幔岩石圈的对流拆沉模式来解释青藏高原中中新世以来的构造隆升，Molnar等(1993)认为高原的平均海拔高度在数百万年内可以快速隆升>1000 m，如果这种观点合理，那么重建的中中新世以来的古高度相比之前地质时期结果的高度差就应该至少1000 m，如果不符合这个预期，则重建的古高度结果可能存在疑问。

(6)数值模拟是探讨解释某一事件背后动力机制的重要工具手段，开展数值模拟的学者一直强调结合联系地质证据的重要性，现在可能需要反过来说地质证据需要与数值模拟结合，加强地质数据与数值模拟的交叉研究，这可能是后续古高度研究的一个重要趋势，正如最近Botsyun等(2019)指出数值模拟与稳定同位素地质记录的相结合可能是研究古高度一个强大的工具。与此同时，通过生物共存法得到研究地点在某一地质时期的古温度后，要确定古高度则需要知道当时当地的温度递减率，而数值模拟可能是一种很好的方法来确定其变化值(Spicer et al., 2020)。但是需要指出的是由于边界条件的不确定性对数值模拟的限制，目前的模拟要想精准定量的确定高原某一地质时期的古高度还有很长的路要走，相反，因为地表的地质地貌现象具有具体和客观的特点，所以后面古高度研究可能仍然需要以具体的地质证据为主(王修喜，2017)。

关于青藏高原新生代古高度研究，无论是早期提出的晚隆起观点，还是最近20年提出的始新世隆升观点等，它们之间的争议将会持续下去，这种争议存在的主要原因一方面是高原的隆升历史本身确实复杂，对各种古高度计如何进行合理的解释是一个难题，另外一方面是限于研究方法而使古高度研究本身的结果存在不确定性。要解决这些争议，确定高原新生代不同块体的隆升过程和历史，需要在广度和深度上加强青藏高原的古高度研究。“盲人摸象”结果的综合集成是能够确定“大象”的体格外形的。

当然可靠的地层年代学是前提、基础。

致谢：感谢中国地质大学(武汉)刘德亮博士和另一位审稿专家及编辑部提出的宝贵修改意见。