青藏高原的地貌演化与亚洲季风
青藏高原的环境演化与气候变迁
青藏高原的环境演化与气候变迁青藏高原是全球平均海拔最高的高原，也是世界上第三大冰川集聚地。
它的环境演化与气候变迁密切相关，对地球生态系统和全球气候起着重要影响。
1. 青藏高原的形成与地质演化青藏高原形成于中新世晚期至第四纪早期，是由印度板块向北撞击欧亚板块而形成的。
这一过程引起了地壳的变形和隆起，逐渐形成了今天的高原地貌。
青藏高原还经历了多次的地壳运动，包括地震和火山活动，这些地质作用也对高原的环境演化产生了影响。
2. 青藏高原的气候特点与气候变迁青藏高原的气候特点主要表现为海拔气候和山地气候。
随着海拔的上升，气温逐渐降低，降水量逐渐增加。
此外，高原上还存在大量的冰川和积雪，对全球气候起着重要调节作用。
然而，近年来，青藏高原的气候发生了明显的变化。
一方面，气温不断升高，导致冰川融化加剧。
据研究，近几十年来，青藏高原的冰川面积在不断缩小，融水对河流径流量的贡献日益增加。
另一方面，降水模式也发生了变化，雨季和旱季的差异变得更加明显，降水量不均匀分布，对高原生态系统造成了影响。
3. 青藏高原的生态系统变化青藏高原的生态系统具有独特的植被和动物群落。
由于气候变暖和人类活动的影响，高原上一些植被类型出现了转变。
例如，高原草甸和湿地面积减少，而荒漠化和石漠化的现象加剧。
这些变化引起了生物多样性的下降，对高原生态系统的稳定性带来了威胁。
此外，青藏高原还是重要的水源地之一。
来自高原的河流，如长江和黄河，对中国及周边地区的水资源供应起着重要作用。
但由于气候变化和人类活动的影响，高原水文系统也面临一系列的挑战，如流量减少和水质恶化。
4. 青藏高原的环境保护与可持续发展面对青藏高原的环境演化与气候变迁，保护和可持续发展成为当务之急。
政府和学者们已经采取了一系列的措施来应对这些挑战。
例如，建立国家公园体制，推进生态环保工程，限制人类活动对高原的干扰等。
同时，也需要加强科学研究，深入了解高原生态系统的变化和演化规律，为保护和管理工作提供科学依据。
青藏高原的隆起对亚洲季风的影响
青藏高原的隆起对亚洲季风的影响2016-09-20首先，在冬季，北半球的西风带南移。
由于高大的青藏高原的存在，使三四千米以下的西风气流分成南北两支急流。
北支在高原西北部形成西南气流，给高原北侧，新疆中部的天山地区带来一定的湿度。
当这支气流再绕过新疆北部以后和南下的极地大陆气团汇合，转为强劲的西北气流，使我国冬季风的势力增强，并向南伸展得很远。
南支气流在高原的西南部形成西北气流，使本来就很干燥的南亚西北部雪上加霜，更加干燥（在世界气候类型困上，那里属于热带沙漠气候）。
当这股气流绕过高原南侧以后，又转为西南气流，掠过我国的云贵高原以后，继续向东北方向运动，直至长江中下游地区。
这股来自低纬度的暖性气流又往往是造成我国江南地区“暖冬”天气的重要因素。
这两支气流在长江中下游地区汇合东流，形成北半球最强大的西风带。
这支西风对我国东部地区的天气变化起着重要的作用（我们在卫星云图上所看到的过往我们上空的云，总是自西向东运动，其动力就是这股西风）。
与此同时，位于我国青藏高原东侧的四川盆地和汉中一带，恰在这南北两支气流之间，风力微弱，空气稳定，成为“死水区”，多云雾天气。
在夏季，北半球的西风带北移，西风南支气流消失，夏季风迅速向北推进，气旋活动频繁，我国东部季风区自南向北先后进入雨季。
到了10月以后，西风又逐渐南移，南支西风气流又重新出现，夏季风复退，冬季风又控制了我国东部南北。
综上所述，如果没有青藏高原的阻挡，我国大部分地区均能受到盛行西风带的影响，如是那样，我国的气候将会是另一番景象。
其次，由于青藏高原本身所产生的明显的热力作用，这种热力作用直接影响着东亚的季风环流。
冬季，巨大的高原，因地势高，冰雪面积大，空气稀薄，辐射冷却快，降温迅速，成为一个低温高压中心。
此中心一方面使高原南侧的西风南支气流得到加强；另一方面，这个低温高压中心又迭加在蒙古高压之上，更加强了冬季风的势力，使我国东部南北温差增大。
夏季，青藏高原上为一热低压。
青藏高原气候变化与生态环境演化
青藏高原气候变化与生态环境演化青藏高原是世界上一个独特而宝贵的区域，它不仅是全球第三极，也是全球气候和生态环境变化的重要观测站点。
近年来，青藏高原的气候变化和生态环境演化引起了广泛关注。
本文将从不同角度分析青藏高原的气候变化和生态环境演化，并探讨可能的原因和应对措施。
首先，我们不可忽视的是青藏高原的气候变化对全球气候系统的重要影响。
青藏高原决定了亚洲的季风环流和南亚夏季风的形成，进而影响到亚洲及全球的降水和气温分布。
近年来，青藏高原的温度增加速度超过全球平均水平，气候变暖的趋势日益明显。
这一趋势对青藏高原的生态环境和物种分布产生了深远的影响。
其次，青藏高原的气候变暖也对冰川和高山生态系统造成了巨大影响。
冰川是青藏高原重要的水源地，近年来冰川退缩的速度加快，导致了水资源的减少和水文循环的变化。
对于高山生态系统而言，气候变暖可能导致物种迁移和生态链的破坏，这对于维持整个生态系统的平衡具有重要意义。
此外，青藏高原的气候变化还对草地生态系统和湖泊生态系统造成了不可忽视的影响。
青藏高原是世界上最大的高寒草地，草地生态系统的变化直接关系到高原地区的畜牧业和生态保护。
而湖泊生态系统对于青藏高原的水文循环和水质保护至关重要，然而由于气候变化，湖泊的水位和水温都出现了不同程度的变化。
那么，导致青藏高原气候变化和生态环境演化的原因是什么呢？从科学研究的角度来看，人类活动的影响是不可忽视的。
随着人类社会经济的发展，青藏高原地区的工业化、城市化、农业化等活动不断增加，这些活动的排放物对大气环境和气候系统产生了重要影响。
此外，青藏高原的气候系统也受全球气候变化的影响，例如全球的温室气体排放导致了气温的升高，进而影响到青藏高原的气候系统。
针对青藏高原气候变化和生态环境演化的问题，我们应该采取哪些应对措施呢？首先，应该加强科学研究，通过深入了解气候变化和生态环境演化的机理，为制定合理的政策和进行有效的管理提供依据。
其次，要加强生态环境保护，通过建立自然保护区和限制人类活动等方法，减少对生态系统的破坏。
青藏高原环境变化对亚洲气候模式的影响
青藏高原环境变化对亚洲气候模式的影响随着全球气候变暖的趋势，青藏高原作为全球屋脊，其环境变化对亚洲气候模式产生了深远的影响。
本文将从青藏高原的地理特征、水文循环以及生物多样性等方面，探讨其对亚洲气候模式的影响。
青藏高原是世界上最大的高原，位于亚洲中部，邻近喜马拉雅山脉。
由于海拔较高，气候寒冷，这里气候的变化对于整个亚洲地区来说具有重要意义。
首先，青藏高原的地形特征造成了温度的逆温层形成。
逆温层指的是大气中温度随高度升高而上升的现象。
青藏高原的地形起伏不平，导致山地区的温度上升迅速而大片高原地带则相对较冷，青藏高原上空的逆温层垂直分布对于亚洲地区的天气系统形成和降雨分布具有重要影响。
其次，青藏高原的水文循环也对亚洲气候模式产生了影响。
青藏高原是亚洲主要河流的发源地，包括长江、黄河、雅鲁藏布江等。
这些河流的源头湖泊和冰川融水润养了整个亚洲的水资源，维持了亚洲地区的农业和人民的生计。
然而，近年来青藏高原的冰川退缩速度加快，湖泊水位下降，这对于亚洲气候模式产生了实质性的影响。
冰川的退缩导致水资源减少，影响了亚洲的灌溉系统和不同地区的季风季节，加剧了干旱的程度。
湖泊水位下降则导致水汽释放减少，影响了云量和降水分布，进而对区域气候模式产生重大的改变。
此外，青藏高原的生物多样性也对亚洲气候模式产生了影响。
青藏高原是亚洲高原生物多样性的重要组成部分，维护了生态平衡。
然而，气候变暖导致了大量物种的迁移和灭绝，破坏了生态系统的平衡。
这些变化进而影响了亚洲地区的生态环境，从而对气候模式产生深远的影响。
一方面，生物多样性的减少导致了自然生态系统的破坏，减少了植被覆盖率，进而加剧了地表温度上升的速度。
另一方面，物种的迁移和灭绝也影响了食物链的平衡，进而影响了整个生态系统的稳定性，加大了地区的气候灾害发生频率。
总的来说，青藏高原环境变化对亚洲气候模式产生了重要的影响。
地形特征造成的逆温层和水文循环的变化，以及生物多样性的减少和物种的迁移灭绝，都改变了亚洲地区的气候格局。
青藏高原隆升对第四季变化的影响
青藏高原抬升对东亚季风形成的影响东亚是世界上季风气候最显著的地区，冬季强劲的西北风会从西伯利亚带来干冷的气流使该地区寒冷干燥，夏季的东南风会从太平洋带来暖湿气流，使此地炎热多雨。
究其原因我们一般会认为此地位于世界上最大陆地――亚欧大陆和最大海洋――太平洋之间，海陆热力性质的差异特别大，形成了明显的季风环流，也就塑造了东亚典型的季风气候。
使我国的长江流域和珠江流域免受副热带高气压带的终年控制，形成了回归沙漠带上的绿洲。
其实东亚季风气候比世界其他地方显著还有一个很重要的原因就是青藏高原的隆起，在距今约7000万年至4000万年的新生代第三纪，喜马拉雅造山运动开始，青藏地区由海洋逐渐抬升为陆地。
到了第四纪，青藏高原初具规模，开始形成独特的高原环境。
从此印度洋的暖湿气流再也无法到达我国西北，蒙新地区的干旱气候加剧，东亚的季风气候增强。
青藏高原位于北纬29度――北纬40度之间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，面积约230平方千米，平均海拔4000米以上，许多山峰海拔超过7、8千米，是世界上海拔最高的高原，号称“世界屋脊”。
正是由于高原独特的地形特征，在亚洲季风气候的形成中起到了重要的作用。
当前，对于青藏高原的抬升对东亚季风气候变化的影响情况主要是通过运用一个较为完善的GCM进行一系列高原不断隆升的数值模拟试验来探讨。
GCM模式的动力框架在水平方向上采用谱展开，垂直方向采用差分形式的6坐标系，水平和垂直分辨率可以根据所研究的问题和计算条件而设定；同时，包括了各种大气物理过程的参数化，如长波与短波辐射过程、大尺度凝结、浅对流和深对流过程、大气边界层过程以及次网格尺度地形的参数化等，可以更好地描写陆地与大气之间的动量、热量和水汽的交换。
利用GCM气候模式进行了改变地形高度的一系列(共11个)数值试验。
对欧亚大陆上现代大地形所在地区，陆地上所有格点的地形高度分别取为现代地形高度值的100%、90%、80%、70%…10%，这样共完成了10个试验。
青藏高原对东亚季风和天气过程的影响(课堂PPT)
表15.1 高原平均地面向大气输送的热量（caclm 1d1）
月 项
目
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
感热 43 89 162 255 300 291 240 198 164 130 66 27
有效辐射 167 167 167 167 167 162 162 162 162 162 162 167
地面蒸发 2 4 21 21 28 78 86 75 29 4 4 2 潜热
地面向大 212 260 350 443 495 485 418 385 355 295 232 196 气输送的 总热量
8
上面从高原向大气的热量输送并不能全部用于高原大气。 如大部分的蒸发就不会在当地凝结。真正用于当地大气 的热量有五种：来自地面的有效辐射（LR1），来自地面 的湍流感热输送（SH），来自太阳的短波辐射（SR）， 来自当地的降水凝结潜热（LP）与由大气顶的向外的长 波辐射（LR2）。五种之和为：E=SH+LR1+LP+SR-LR2 E称为大气的热源。E>0，为热源；E<0，则为冷源。计 算结果如表7.2所示。就全年平均，高原上每平方厘米对 流层大气柱每天得到40～50卡热量。因此全年平均高原 大气是个热源。3～9月高原大气有净的热量，是个热源， 它得到的热量一部分用于高原大气本身的加热，一部分 向外输送。晚秋和冬季是个冷源。全年高原大气净得热 量的最大月份不在雨季得七、八月，而在六月。冬季高 原大气是个冷源，12月和1月强度最大。
9
表15.2 高原上空大气的E和高原地气系统能量的收支 （单位：caclm 1d1）
1
月 项
目
2 3 4 5 6 7 8 9 10 48 -87 51 124 193 224 208 152 91 -20 -112 -159 43
青藏高原对亚洲气候的影响
青藏高原对亚洲气候的影响青藏高原是世界上海拔最高的高原，位于中国西南部。
由于其独特的地理位置和地貌特征，这片高原对亚洲的气候产生着重要影响。
本文将从不同的角度探讨青藏高原对亚洲气候的影响。
首先，青藏高原是亚洲的水源之一。
高原上的众多冰川和雪峰融化后形成了许多大江大河，如长江、黄河、雅鲁藏布江等。
这些河流源源不断地向周围输送着水分，维持着亚洲地区的水资源平衡。
特别是在干旱的北方地区，这些河流的水源起到了至关重要的作用。
因此，可以说青藏高原的水文系统对亚洲的水循环和水资源分配起到了决定性的影响。
其次，青藏高原还通过影响大气环流对亚洲的气候产生影响。
高原上海拔较高，气候寒冷，大气稳定。
这导致高原上的气压明显低于周围地区，形成了“青藏高原低压”这一重要的大气环流系统。
这个低压系统对于亚洲的季风气候有着重要影响。
季风是亚洲地区较为典型的气候现象，早晚季风之间的转换主要就是由于青藏高原低压的存在与否所引起的。
青藏高原低压的形成与运动会改变季风风向和强度，进而对亚洲各地的降雨和温度产生影响。
尤其是印度次大陆，它几乎完全依赖季风带来的降雨以保证农业生产。
因此，青藏高原对亚洲的季风气候具有至关重要的影响。
此外，青藏高原的地貌特征也影响着亚洲的气候。
高原上分布着广阔的草甸和荒漠地区。
这些植被类型会影响地表的热量分布和蒸发量，进而影响着大气的温度和湿度。
高原上的草甸地区能够吸收大量的太阳辐射，使得该地区温度较高，湿度较低。
而荒漠地区则几乎没有植被覆盖，地表的热量损失较快，导致该地区温度较低，湿度也较低。
这种地表热量分布的不均匀性导致了大气的不稳定，进一步影响着亚洲地区的气候。
最后，青藏高原还对亚洲的降水分布产生影响。
高原上的山脉和高山雪峰能够阻挡湿空气的进入，形成雨影效应。
这种效应使得青藏高原的西部和南部地区呈现出干旱的气候特征，而东部和北部地区则相对湿润。
这种不均匀的降水分布对亚洲的水资源分配和农业产出都有着重要影响。
刘晓东, 2013. 青藏高原隆升对亚洲季风-干旱环境演化的影响
青藏高原隆升对亚洲季风-干旱环境演化的影响刘晓东（中国科学院地球环境研究所，西安，710075）摘要：青藏高原隆升是新生代最重要的地质事件之一，对亚洲乃至全球气候和环境演化都产生了深刻的影响。
近40年来国内外学者利用各种地质记录和气候数值模拟研究了青藏高原隆升的气候环境效应，丰富了对亚洲季风变迁和亚洲内陆干旱化机制的认识，但至今仍存在许多需深入思考和探讨的问题。
本文试图回顾青藏高原隆升对亚洲季风-干旱环境演化影响的研究，对高原整体隆升、阶段性隆升和区域隆升三类数值模拟试验的结果进行总结，重点分析不同形式的构造隆升在气候和环境效应上的区域差异。
从目前的数值模拟结果来看，海陆分布和喜马拉雅山的隆升可能对南亚季风的建立和发展具有较大的作用，而东亚北方季风的形成发展、高原北侧干旱化加剧和亚洲粉尘循环增强则可能与青藏高原主体、特别是高原北部的隆升关系更为密切。
该文也就青藏高原隆升与其它影响因子作用的对比、南亚季风和东亚季风的起源、高原隆升过程中的反馈效应与气候环境变化的非线性响应、数值模拟与地质记录的对比及其不确定性等进行讨论，并探讨了未来需深化研究的一些问题。
关键词：青藏高原构造隆升亚洲季风内陆干旱环境演化地质记录数值模拟青藏高原的平均海拔超过4000m、范围达2,500,000 km2，是印度-澳大利亚板块向北漂移并与欧亚板块碰撞的产物[1, 2]。
高原隆升不仅是新生代固体地球演化的重大事件之一，也被认为是地球气候和环境演化的重要驱动力。
它不仅改变了青藏地区本身的地貌和自然环境，而且对亚洲季风、亚洲内陆干旱化乃至新生代全球气候变化都有深刻的影响。
近40 年来，国内外诸多学者通过地质记录和气候数值模拟，研究了青藏高原隆升对亚洲季风-干旱环境演化的影响，在高原隆升的气候环境效应方面取得了长足进展。
到目前为止，大量地质证据支持高原隆升与亚洲季风形成发展及内陆干旱化的密切联系（例如，文献[3-5]），但对高原隆升的历史和模式、亚洲季风和内陆干旱化的起源和区域差异等问题的看法还有待统一（例如，文献[6-8]）。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第19卷第1期 海洋地质与第四纪地质 V o l.19,N o.1 1999年2月 M A R I N E GEOLO GY&QU A T ERNA R Y GEOLO GY Feb.,1999青藏高原的地貌演化与亚洲季风3李吉均(兰州大学地理科学系,兰州730000)摘 要 青藏高原在新生代由于印度板块和欧亚板块的碰撞而发生三次上升和两次夷平,因而分别形成高低两级夷平面。
较低夷平面形成于新第三纪,结束于316M aB.P.,其上常有红色风化壳保存,表明形成于气候温暖的低地环境,海拔不超过1000m。
从316M aB.P.开始相继发生三次构造运动,分别命名为青藏运动(A幕316M aB.P.,B幕216M aB.P.和C幕117M aB.P.),昆仑2黄河运动(112M aB.P.,018M aB.P.和016M aB.P.)以及共和运动(0115 M aB.P.)。
青藏运动B幕黄土开始堆积,高原达到2000m,冬季风稳定出现。
昆仑2黄河运动使高原多数地面达到3000m或更高,许多地方冰期进入冰冻圈,气候转型可能与此有关。
共和运动使高原达到现代高度,气候变干变冷。
关键词 夷平面 亚洲季风 青藏高原隆升 新生代是全球板块强烈活动的时期,形成无数雄伟的高山、高原和深海洋盆。
地质史上地球表面如此崎岖是很罕见的。
人类所面临的是一个高山和深海的时期。
岩石圈的剧烈变化使大气环流和全球气候也彻底改观,新生代特别是第四纪全球环流与气候比中生代要复杂得多,并且脆弱易变,出现地球史上不多见的大冰期。
青藏高原是世界上最年轻和最高的高原,其高度占据对流层的1 3,动力和热力效应巨大,迫使亚洲大气环流发生重大变化。
我国学者叶笃正等从50年代即对青藏高原与亚洲季风的关系进行了多方面的研究,取得丰硕成果。
其后日本学者M anabe研究了青藏高原与南亚季风的关系,数值试验说明没有青藏高原就没有南亚季风。
德国学者F lohn则指出青藏高原隆升与北非的干旱化有密切关系。
80年代末,Ku tzbach和R uddi m an等不仅进一步模拟了青藏高原不同高度对亚洲季风的影响,甚至还提出新生代全球的三次变冷也和青藏高原隆起有关,从而把青藏高原研究推到全球变化研究的最注目的位置。
尽管国内外学者都十分强调青藏高原对大气环流和全球变化具有重大作用,但迄今为止对青藏高原隆起的历史和过程仍然是人言人殊,所根据的资料来源各不相同。
本文将着重从地貌演化的角度研究青藏高原隆升的历史,并根据地貌演化来讨论其对亚洲季风系统形成和变化的影响,只在必要时才兼及其它间接证据。
1 青藏高原的地貌演化青藏高原是由冈瓦纳大陆向北分离的若干小板块与欧亚大陆相继拼接而成,由北到南3国家攀登计划(KZ9512A l2204)和国家自然科学基金资助项目(49731010)作者简介:李吉均:男,1933年出生,中国科学院院士,主要从事自然地理学研究.收稿日期:1998212230 张光威编辑2 海洋地质与第四纪地质 19卷大陆增生,并愈来愈新。
当始新世中晚期(约40M a)印度板块经过长途漂移与欧亚大陆终于沿雅鲁藏布江缝合线发生大陆对大陆的碰撞之后,青藏地块完全形成,印度板块与欧亚大陆碰撞后汇聚速率越来越小,但仍以平均每年5c m的速度向北挤压。
冈底斯山首先隆起,有广泛的火山活动和熔岩溢流、花岗岩侵入,藏北地区形成一些新的盆—山构造,这是青藏高原的第一期隆升,即喜马拉雅运动第一幕。
经长期剥蚀,山地的碎屑充填盆地,地面起伏降低,最后形成广阔的夷平面,盆地中沉积物所含花粉也反映出是一种亚热带低地环境(王开发,徐仁)。
青藏高原老第三纪夷平面和华北的北台期准平原及长江三峡的鄂西期准平原应是同时代产物。
葛利普即曾指出老第三纪末期巨犀动物群广布于亚洲,故各地自然环境基本一致,没有大山阻隔,指的就是这种夷平面广泛分布的环境。
青藏高原老第三纪夷平面目前只保留在各主要山脉的顶部,而且经差异运动和后期剥蚀已变化很大,特别是冰川和冰缘作用的改造更使原有的风化壳及其它沉积与微地貌荡然无存。
因此,企图直接用该夷平面上的材料断代是很困难的。
这级夷平面被称为山顶面,几乎在各大山脉均能找到。
青藏高原分布最广的是形成于新第三纪的低级夷平面,它构成青藏高原的主体,是现代地貌所由肇始的基础,因此称之为主夷平面。
这级夷平面常保留有红色风化壳以及温暖气候条件下生成的突岩,叠石(To rs),灰岩洞穴中常有石钟乳,据裂变径迹测年主要落在15～7M a时间段,即中新世中晚期[1]。
这级夷平面显然是喜马拉雅运动第二期之后的产物,目前在高原各地能成数十以至上千平方公里保存。
如甘肃南部(甘南高原)合作之北的美武高原(3600m)和川西理塘与稻城之间的海子山(4600m)就是最典型的主夷平面。
造成老第三纪夷平面解体并分割剥蚀成零星片段的喜马拉雅运动第二期使青藏高原经历了比第一期强烈得多的隆升,远到藏北都有火山熔岩活动,为壳幔混合层来源,表示新第三纪青藏高原地壳的增厚。
此后发育的主夷平面与山顶面的相对高差一般为500～1000m,但这并不能代表喜马拉雅运动第二期的绝对上升量,而是其最低的近似值。
考虑到夷平面尚有一定的天然坡度[2],估计喜马拉雅运动第二期青藏高原可能达到2000m的平均海拔高度。
关于第二期上升后发育的主夷平面何时结束是个很费思考的问题。
根据甘南美武高原与其同期相关沉积临夏群的过渡关系,可定为316M a之前不久。
前述主夷平面所得洞穴钟乳石的测年区间为15～7M a,说明的是主夷平面的主要发育时期,7M a之后为新生代晚期气候强烈变干的时期,岩溶洞穴停止了钟乳石等新生方解石的生成,陕北风成性质的三趾马红土开始堆积[3]在唐县同期夷平面上。
故高原内外同期夷平面发生的地质事件完全可以对比。
这就是说,主夷平面的最晚期地面已变得十分低缓平坦、侵蚀速度十分缓慢,并因气候变干而开始风成堆积。
这次中新世晚期的气候变干在北太平洋底风尘记录中有明显反映,R ea D等发现北太平洋风尘通量在晚新生代有两个明显的高峰,一个发生在8M a左右,延续时间约1M a,另一个高峰从316M a开始一直延续到现代[4]。
8M a的粉尘高峰是气候变化事件, 316M a以后粉尘通量大增则是青藏高原强烈隆起引起亚洲中部持续变干的反映。
从夷平面的发育规律和北半球粉尘搬运的路途来看,西风是搬运营力。
夷平面后期地面十分平坦,加之气候变干草原植被大发展,因此三趾马动物群成为欧亚大陆的主宰。
黄万波、计宏祥等在青藏高原上发现的三趾马动物群早期的布龙三趾马为森林型,晚期的吉隆三趾马为草原型恰好说明了这种气候变化。
而且它分别与南亚及华北的同期三趾马可以对比,这更支持了三趾马大发展的时代青藏高原是夷平面低地环境,不能构成动物迁移的障碍。
这一级夷平面最终的高度应当只有数百米,不超过1000m ,这和常承法与Shack leton 80年代对青藏高原主夷平面的估计高度基本一致[5]。
主夷平面在316M a 停止发育,青藏高原发生最强烈的上升,除喜马拉雅山南麓以低角度的俯冲表现为主动下插外,在高原北沿和东沿(龙门山大断层)均表现为高角度的向外仰冲。
由于上升幅度大,地形反差迅速增加,因而在高原四周普遍堆积山麓扇砾岩,祁连山北麓的玉门砾岩和新疆昆仑山北麓的西域砾岩分别厚达1000m 和2000m ,足见隆升运动的剧烈。
整个青藏高原包括喜马拉雅山在内同时急剧上升,这是喜马拉雅山运动第三期的特点,青藏高原自此之后才成为横空出世的世界屋脊,因此我们特别命名为青藏运动(应属“造貌运动”[6])。
青藏运动又分为A 、B 、C 三幕,A 幕发生于316M a ,表现为青藏高原向外仰冲,凹陷盆地的新生代沉积被褶皱,削平并堆积山麓砾岩。
B 幕发生于216M a ,包括山麓砾岩在内又一次被褶皱断陷,临夏盆地再度形成湖盆,接受与华北泥河湾类似的湖相沉积,风成黄土也开始堆积。
青藏运动C 幕发生在117M a ,古湖宣泄一空,黄河形成泱泱大川,金沙江可能也是这时贯通诸昔格达组充填的分散湖盆而成长江上源的。
应当指出的是,在316M a 青藏运动开始到117M a 黄河贯通之前的大约2M a 中,高原内外不仅沉积山麓扇砾岩和湖相沉积,也是形成山足剥蚀面的时期。
这一级剥蚀面由于形成时代很新,表面形态仍很完整,经常保持着沿山麓向盆地中心倾斜的状态。
在河西走廊东段黄羊河、杂木河一带的祁连山北坡,山足剥蚀面与更高的二级夷平面均保存完好且关系清楚(图1)。
其中最低的山足剥蚀面面图1 祁连山东段夷平面分布图F ig .1 P lanati on su rface distribu ti on in the east of the Q ilian M oun tain 积最大,海拔高度稳定在2400～2600m 左右,向北缓倾,形成若干平行的顺向河。
这级山足剥蚀面后缘以陡坡方式与主夷平面相接,高差400～600m 。
主夷平面海拔3000m 左右,以冬青顶为代表,不仅在夷平面上发现残留的红色风化壳,也见到岩性复杂的河流卵石,显示河流在主夷平面形成中起着重要作用。
更加值得注意的是沿杂木河两岸主夷平面伸入山顶面保存良好的高山地区并转变为宽谷面,有力地证明了主夷平面与更高的山顶面是不同时代的产物。
最高的黑鄂博掌夷平面(山顶面)海拔高度由东向西升高,可能与拱曲运动有关,西段已高出4000m ,有石环和高夷平阶地发育,盛夏尤见雪堤,冰缘作用正在进行,地面的改造是很强的。
由图上可见山足面分布很广,上有黄土覆盖,最厚近200m ,这和兰州一带所见一样。
黄汲清先生早年在大通河享堂附近曾指出高出河面300～400m 存在着一个准平原,命名为阿喇古准平原[7],说的正是这一级地面。
同时帕弗林诺夫也31期 李吉均:青藏高原的地貌演化与亚洲季风在祁连山东段辨认出两级夷平面,他说一级高度在3000m ,低一级则有2400m 高[8],和我们前面所述完全一致,即分别相当于主夷平面和山足剥蚀面。
兰州附近的山足剥蚀面分布高度很稳定,保持在1950～2100m 左右,上覆碎屑层有时厚达20m ,中夹石膏FT 测年为1179M a 。
有趣的是伯班克在喜马拉雅山南的波特瓦尔高原通过古地磁及裂变径迹测年也得几乎一样的结论,波特瓦尔高原面形成于211～119M a 之间,上覆L ei 砾岩,火山灰测年为116±012M a (图2)。
印度河及其支流Soan 河切过波特瓦尔高原,其阶地系统曾经T erra de图2 L ei 砾岩与西瓦利克群的接触关系(据Burbank D W et al .,1984)F ig .2 Con tact betw een L ei conglom erate and Si w alik Group(after Burbank D W et al .,1984)H 研究,并把它们和阿尔卑斯山四次冰期作了对比。