神马作文网青藏高原隆起及其影响
来源：学生作业帮 编辑：神马作文网作业帮 分类：综合作业 时间：2024/11/23 18:26:09
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.
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值都后者要低,而且并非呈线性相关.
3 海洋锶同位素组成变化的影响因素
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.
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.
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值都后者要低,而且并非呈线性相关.
3 海洋锶同位素组成变化的影响因素
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.