青藏高原腹地第四纪地质环境演化的地球动力学机制.pdf

［收稿日期］ ２００８ － ０１ － ０２ ［基金项目］ 中国可可西里地区国家重点科学考察项目（Ｄ２０００２０４）；湖南省重点学科建设项目（ Ｄ２００７００１）；西北大学大陆动力学国家重点 实验室开放基金项目（ＤＬ２００６００１） ［作者简介］ 胡东生（１９５１ ），男，甘肃天水市人，教授，主要从事资源环境和遥感地质学与地球动力学及全球变化等方面的研究； Ｅ －ｍａｉｌｈｕｄｓｈ＠ｈｕｎｎｕ． ｅｄｕ． ｃｎ 青藏高原腹地第四纪地质环境演化的 地球动力学机制 胡东生 １，２ ， 张华京 ３ ， 徐 冰 ４ ， 温景春 ５ ， 田新红 ２ ， 张国伟 ２ （１．湖南师范大学资源环境科学学院，长沙 ４１００８１； ２． 西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安 ７１００５６； ３．湖南师范大学化学化工学院，长沙 ４１００８１； ４．中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 ２２６０７１； ５．中国科学探险协会，北京 １０００８３） ［摘要］ 根据古季风变化与生物生产总量之间的耦合关系，结合区域地质演变和地球卫星遥感影像解译成 果，对引起高原内部古气候环境变化发展过程的启动激发因素和相互耦合机制及其驱动传递效应进行探索 研究，这个方向目前仍然属于高原地质环境演变及全球变化的前沿领域。 ［关键词］ 第四纪地质环境演化；地质构造事件响应；地球场效动力传递链；青藏高原腹地 ［中图分类号］ Ｐ５６． ５５８； Ｐ５６． ５４１ ［文献标识码］ Ａ ［文章编号］ １００９ － １７４２（２０１１）０１ － ００８１ － ０８ 1 前言 青藏高原以其特有的自然环境、丰富的自然资 源和对周边地区气候与环境的深刻影响，一直成为 科技界瞩目的热点 ［１］ ；且青藏高原的独特地表景 观、多样性的生物物种和对全球气候与环境的启动 效应，成为学术界长期研究的前沿方向。 前沿方向 研究中地质记录的证据是至关重要的，其地质载体 在中、小尺度的分辨率中以冰川岩芯、湖泊岩芯等方 面的记录最为重要，在大尺度的分辨率中则要注意 地球陆面过程整体事件的发生、发展及演化，记载方 式在区域上具有多样性的特点。 根据青藏高原腹地 可可西里地区湖泊沉积记录古气候、古环境的变化， 第四纪晚冰期以来高原内部的气候环境一直处于波 动发展的状态，采用特定的替代性指标所反演的古 季风活动也是处于波动变化的态势 ［２］ 。 2 第四纪地质环境 青藏高原第四纪地质环境演化备受国际地球科 学学术界的关注，也存在激烈交锋的学派争议和不 同思想的学术观点，大冰盖有无之说就是其中热点 之一，但在第四纪冰期划分和发展阶段的认识上意 见基本一致。 根据区域地质的长期调查和深入研 究，中国第四纪地层与亚洲地区同类地质环境可以 相互对比，充分说明中国环境是东亚地区及全球变 化的一部分。 据最近的研究，中国大陆确认存在第 四纪 ３ 次至 ４ 次冰期活动，并且都是构造隆升和气 候变化双重作用的影响结果。 根据喜马拉雅山地区、昆仑山地区、黄河源地区 等调查研究资料，普遍认为青藏高原第四纪地质历 史演化中发生了 ３ 或 ４ 次冰期活动 ［３］ ，两者之间并 不存在实质性的差别和异议，为了便于区域对比将 其统一归纳为 ４ 次冰期活动，这 ４ 次冰期活动相互 18 ２０１１ 年第１３ 卷第 １ 期 伴随着其间发育的间冰期气候环境。 长期调查的结 果表明，青藏高原的第四纪冰期活动与全球气候变 化规律是相一致的。 根据高原边缘新生代沉积盆地 （柴达木盆地）内缘断陷堆积地层与高原面隆升的 互动及反馈关系，盆地边缘（南缘）发育的 ４ 级叠垒 式冲积扇群就清楚地表明青藏高原第四纪以来发生 了 ４ 次强烈的抬升阶段及其环境变化过程 ［４］ 。 2． 1 早更新世 青藏高原这一时期平均海拔为 ２ ０００ ｍ，山地 高度在海拔 ３ ０００ ｍ 以上 ［５］ ；根据地体中心地理位 置的综合演算 ［６］ ，高原范围纬度为 北 纬 ２３ ～ ３５ Ｎ；以亚热带半湿润半干旱气候类型为主，由 于高原隆升伊始内部高差较小，区域气候型表现特 征为平原型气候环境 ［６］ 。 草原森林植被发育 ［５］ ， 雨量较充沛，地表径流多被圈闭积潴成湖，是高原上 的大湖时期 ［６］ 。 早更新世晚期，随着高原的进一步 抬升、高原环流的转型以及全球气候的变冷，青藏高 原第四纪第 １ 次冰川活动 希夏邦马冰期（１ １７０ ～８００ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）发育 ［３］ ，发现的冰川遗迹表明主要 以山岳冰川类型为特征，是否后来发育成为遍布高 原的大冰盖 ［７］ ，目前在学术界争议较大，有待更深 入的调查和持续研究。 早更新世末期出现了短暂的 间冰期气候环境，发育了红土堆积 ［５］ 以及溶岩地 貌 ［７］ 等。 2． 2 中更新世 青藏高原这一时期平均海拔为 ３ ０００ ｍ，山 地高度在海拔 ４ ０００ ～ ４ ５００ ｍ 以上 ［ ３］ ，根据地理 位置计算高原范围纬度为北纬 ２４ ～３６ Ｎ 或 ２５ ～３７ Ｎ，以亚热带温带半干旱气候类型为主，发 育草原疏林植被，受高原内部山体的加积作用和 流水侵蚀作用等影响，区域气候型表现特征为山地 型气候环境 ［６］ 。 中更新世初期发生了青藏高原第四纪第 ２ 次冰 川活动 聂聂雄拉冰期（７２０ ～５００ ｋａ．Ｂ． Ｐ． ） ［３］ ， 区域调查资料认为这次冰期作用范围较大，喜马拉 雅山、冈底斯山、唐古拉山、昆仑山、巴颜喀拉山和稻 城海子山都有冰期出现，在若尔盖盆地也有相应的 冰期气候 ［３］ 出现。 继后出现间冰期气候，发育了红 色古土壤及河湖相沉积，这个时期也是高原上的湖 泊萎缩期 ［６］ ，大气降水明显减少，整体气候比较干 燥；但在高原边缘柴达木盆地湖泊的水位面普遍较 高 ［４］ ，这与间冰期气温较高和冰雪消融水量增大存 在密切的关系。 中更新世晚期发生了青藏高原第四纪第 ３ 次冰 川活动 古乡冰期（３００ ～ １３０ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［３］ ，调查 资料显示这个时期多以山谷冰川或网状冰川 ［３］ 为 特征，局部有冰盖出现 ［３，５，８］ ，冰流运动指数表明其 冷性降水较多，其冰川覆盖范围有扩展的趋势。 2． 3 晚更新世 青藏高原这一时期平均海拔为 ４ ０００ ｍ ［６］ 或 ４ ０００ ～ ５ ０００ ｍ ［５］ ，山地高度在海拔 ５ ０００ ｍ 以上， 高原纬度范围为北纬 ２６ ～３８ Ｎ 或 ２７ ～３９ Ｎ， 高原环境以温带干旱半干旱气候为特征，发育草 原灌丛植被，由于高原侵蚀作用的加强和地貌发 展旋回进入壮年期，区域气候型表现特征为盆地型 气候环境 ［６］ 。 随着中更新世晚期冰川（古乡冰川） 的退缩而进入晚更新世，其早期出现的间冰期气候， 发育了黄色古土壤及黄土状堆积，局部产生了红色 土 ［３］ ；受高原气候逐渐干化的影响，这个时期是高 原湖泊发展演化过程中的分离期 ［５］ ，普遍发生水体 分割与湖泊变小的情况。 晚更新世晚期发生了青藏 高原第四纪第 ４ 次冰川活动 白玉冰期（７０ ～ １０ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［３］ ，冰川遗迹调查表明多以山谷冰川 为主要特征。 2． 4 全新世 青藏高原这一时期平均海拔为 ５ ０００ ｍ，山地 高度在海拔 ６ ０００ ｍ 以上，高原纬度范围约为北纬 ２８ ～４０ Ｎ，受气候地带性及垂直分异的影响，高 原环境以温带寒带干旱气候为特征，区域气候型 表现特征为高原型气候环境 ［６］ 。 第四纪末次冰期 冰消期以后进入全新世，高原气温普遍回升转暖，受 高原效应的影响其整体气候的总体趋势维持向干旱 化发展，但仍有波动变化的特征 ［９］ ，这个时期是高 原湖泊的干化期 ［６］ ，高原物理风化侵蚀强烈，化学 蒸发盐类沉积十分发育。 3 气候变化事件 在青藏高原腹地湖相沉积剖面的综合研究中， 查清了三万余年以来湖泊环境演化序列 ［１０］ ，重建了 湖泊沉积序列与古气候变化的响应过程，检出了湖 泊沉积记录的“仙女木期”古气候颤动事件，破译了 湖泊沉积记录的古季风变化特征，并发现高原腹地 冰后期气候适宜期存在早跳现象或早搏现象 ［２］ 。 这些研究进展均表明高原的内部效应和边缘效应具 有不同的表现形式 ［６］ ，这在青藏高原和中国东部与 东亚以及全球变化的环境链响应机制的分析研究中 28 中国工程科学 是十分重要的。 在青藏高原与周边地区的地球表面 过程影响中，依次链接着冰川、湖泊、沙漠、黄土等陆 表景观现象，它们在景观地质学和地球动力学及其 全球变化响应上的表现存在不同的特型表征形式， 其间可能的耦合机制就是地球场效关系的影响及其 演化过程。 根据层序地层学和气候地层学及年代地层学的 综合分析（见图 １），距今三万余年以来青藏高原腹地 湖相剖面记录的地质环境演变与全球第四纪末次冰 期以来气候变化对比分析的时间序列响应如下所示。 图1 青藏高原腹地苟弄措湖泊沉积柱综合演化图 Fig． 1 The synthesis evolvement map of lake’s sedimentary pillar of the Goulucuo Lake in the hinterland of Qinghai － Xizang（Tibet） plateau 间冰期气候时间域为 ３２ ｋａ． Ｂ． Ｐ．以前，这一 时期施雅风曾称之为第四纪末次冰期中的大间冰 阶，并相当于海洋沉积岩芯的同位素第 ３ 阶段的晚 期（ＭＩＳ ３ａ），同时也认为是个高温降水时期 ［１１］ ，也 称之为高原大湖期或大水湖时期 ［１２］ ，又称之为区域 性的大水期；这些名称及时间域所反映的环境事件， 都与第四纪早期地质历史发展中的高原边缘盆地盐 湖演化的泛湖阶段（Ｑ１）及高原内部抬升面（高原 面）湖泊演化的大湖期（Ｑ１） ［１３］ 是完全不同的，它们 在时间尺度和表征的事件序列上也不能等同。 这一 时期沉积物 δ １８Ｏ 的丰度为 － ０． ３７８ ％， 沉积物 δ１３ Ｃ 的丰度为 － ０． ０５７ ％， 表明这一时期的气温较高、 年降水量也较大，湖泊水位面处于高位面；区域湖相 地层岩性沉积结构和生物沉积总量的分析也表明， 这一时期高原整体气候以冷干偏湿为特征。 冰盛期气候时间域为 ３２ ～１８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，处于 第四纪末次冰期的最后一个冰进阶段，这一时期沉 积物 δ １８ Ｏ 的 丰 度 变 化 从 －０． ３７８ ％ 下 降 到 － ０． ８７４ ％， 沉积物 δ １３ Ｃ 的丰度变化从 － ０． ０５７ ％ 上升到 ０． ９７１ ％， 表明气温下降到本区沉积物记录 到的最低水平，但年降水量的波动变化较大；这一时 期高原季风强度表现较为微弱，冷性环流与暖性环 流的相对强度之比约为 １∶ ０． ５， 生物生产总量也随 之处于最低水平。 气候层序事件变化表明，整个冰 盛期期间也存在相对的冷湿（３２ ～ ３０ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） 冷干（３０ ～ ２２ ｋａ． Ｂ． Ｐ．） 冷湿（２２ ～ １８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） 的波动变化，盐类沉积与冰盛期的冷干阶段相对应， 这个时期也是青藏高原重要的成盐时期 ［１３］ 。 高原 东北部柴达木盆地察尔汗盐湖演化中盐系建造 ［４］ 的分析及研究表明，第四纪晚更新世以来的成盐旋 回中 Ｓ１（２５ ～ ２１． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）、Ｓ２（１９． ７ ～ １９ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）， Ｓ３（１８ ～ １６． ５ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［１４］ 或经重测修校后则为 Ｓ１（３１ 38 ２０１１ 年第１３ 卷第 １ 期 ～ ２５． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）、Ｓ２（２３． ３ ～ ２０ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）、Ｓ３（１９ ～ １６． ５ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［１５］ ，在这些沉积旋回层中石盐析出时段也主 要发生在这一时期。 冰后期增温期气候时间域为１８ ～ １３ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，这 一时期沉积物 δ １８ Ｏ 的丰度变化为 －０． １２７ ％ ～ － ０． １３６ ％，沉积物 δ １３ Ｃ 的丰度变化为 ０． ７１３ ％ ～ ０． ６３９ ％， 冷性环流与暖性环流的相对强度之比约 为１∶ ２ ～ ３， 表明这一时期温度较高、降水幅度较大其波 动也较为平稳，沉积物记录的生物生产总量呈持续上升 趋势，湖泊水位面普遍处于高位面，其间有较小幅度的波 动变化，青藏高原冰川普遍出现退缩现象 ［３］ ，高原整体气 候以热湿为主要特征。 仙女木期气候颤动期时间域为 １３ ～ ９． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ， 这个气候颤动期在高原腹地中心钻孔岩芯高分辨率分 析中清楚地检出 ３ 个明显的降温（冷干）事件 ［２］ 即 ａ． 老仙女木事件（ＯＤ）时间域为 １３ ～ １２． ７ ｋａ． Ｂ． Ｐ． 并延续了３００ ａ， 其后出现了延续７００ ａ （１２． ７ ～ １２ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）的冷湿时段；ｂ． 中仙女木事件（ＭＤ）时间域为 １２ ～ １１． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． 并延续了 ２００ ａ， 其后出现延续 ８００ ａ （１１． ８ ～ １１ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）的冷湿时段；ｃ． 新仙女木事件 （ＹＤ）时间域为１１ ～ １０． ４ ｋａ． Ｂ． Ｐ． 并延续了６００ ａ，其后 出现延续６００ ａ （１０． ４ ～ ９． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ）的冷湿时段。 在 高原腹地区域湖相地层的综合分析中仅清楚地检出 了新仙女木事件 ［２］ ，其相应的时间域为 １１ ～９． ８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，这种情况与沉积剖面的分辨率及取样 密度有关系。 新仙女木事件在青藏高原及其周 边地区都被清楚的检出 ［１６］ ，但完整确切可靠的仙女 木期气候颤动事件的研究报道在中国并不多见，可能 与沉积物记录的时间尺度以及年代检测的精度有很大 关系。 这个时期生物生产总量急剧下降，沉积物 δ １８ Ｏ 的丰度变化为 － ０． １８４ ％ ～－ ０． １９８ ％ ～－ ０． ８０４ ％ ～－ ０． １１４ ％，沉积物 δ １３ Ｃ 的丰度变化为 ０． ５４ ％ ～ ０． ８０４ ％ ～－ ０． ２９ ％ ～ ０． ３０５ ％，冷性环流与暖 性环流的相对强度之比约为 ５ ～ ７∶ １， 高原环境是以 寒冷为主的伴有干 －湿波动变化的气候特征，其中 新仙女木事件所表现的冷干现象非常显著，新仙女 木期其温度下降了 １０． ３ ～ １１． ５ ℃之多。 柴达木盆 地察尔汗盐湖晚第四纪盐系建造 ［４］ 中，成盐旋回 Ｓ４ （１５ ～８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［１４］ 或修校后 Ｓ４（１５ ～８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ） ［１５］ 也是这个时期的同期产物，成盐旋回的沉积 事件与仙女木期气候降温时间基本吻合。 高原内部 的坑探作业在卓乃湖南岸阶地剖面中出现冰碛岩 砾 ［２，６，１０］ ，其上覆湖相细碎屑沉积物的年龄为 １０ ｋａ． Ｂ． Ｐ．（１０． １２４ ０． ２２８ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ），反映当时高原冰 川活动的范围是比较广泛的，也意味着末次冰期气 候的影响最终退出。 北方期气候时间域为 ９． ８ ～ ７ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，这一 时期沉积物 δ １８ Ｏ 的丰度变化 为 －０． １０４ ％～ － ０． １４５ ％， 沉积物 δ １３ Ｃ 的丰度变化为０． ３０５ ％ ～ ０． １９５ ％， 冷性环流与暖性环流的相对强度之比约 为 １∶ ４ ～ ５， 生物生产总量出现急速上升其相对数量 达到仙女木期前的起始阶段，意味着这一时段的气候 环境是生物生长的最适宜时期。 中国大部分地区全新世 气候适宜期的时间域为 ７ ５００ ～３ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． ［１７］ ，青 藏高原周边山地在这一时段的时间为 ７ ５００～ ５ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． ［３］ ，在高原腹地同一时期的时间则提 前了约 ２ ０００ ａ，形成高原气候发展过程中的“早 搏”或“早跳”现象 ［２，４］ 。 青藏高原全新世气候适宜 期的“早搏”或“早跳”现象 ［２，４］ 应特别值得注意，这 种从青藏高原（腹地边缘）中国东部东亚 全球的依次影响和连续反应的气候演化过程，可以 表征为气候环境动力系统的链反应过程 ［１８］ 。 大西洋期气候时间域为７ ～ ５ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，这一时期 沉积物 δ １８ Ｏ 的丰度变化为 － ０． １４５ ％ ～ － ０． ４５３ ％ ～ － ０． ６４９ ％， 沉积物 δ １３ Ｃ 的丰度变化为 ０． １９５ ％ ～ ０． ０９ ％ ～０． ０１ ％， 冷性环流与暖性环流的相对 强度之比约为 １ ∶ １， 生物生产总量比北方期稍 低 ［２］ ，高原整体气候以冷干偏湿为特征。 这一时 段约在 ５ ５００ ａ． Ｂ． Ｐ． 前后出现明显的降温颤动 现象，温度降温幅度约在３． ３ ～８． ４ ℃之间，但降水变 化不明显，这一降温事件也许就是高原新冰期的开始。 高原周边山地新冰期的发生时间为 ３ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． ［１９］ ，值得注意的是高原腹地新冰期的发生时间同样 比周边地区提早了约 ２ ０００ ａ。 亚北方期气候时间域为 ５ ～ ３ ｋａ． Ｂ． Ｐ． ，这一时 期冷性环流与暖性环流的相对强度之比约为 １∶ ０． ５， 高原整体气候以冷干偏凉为特征。 高原腹地中心钻 孔剖面湖相地层沉积特征表明，在 ４ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． 以前 湖泊水位面维持高位面，在 ４ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． 以后则出现 低位面，反映了这一时期仍有干 －湿波动变化，前期 偏湿，后期偏干。 亚大西洋期气候时间域为 ３ ｋａ． Ｂ． Ｐ． 至今，这 一时期冷性环流与暖性环流的相对强度之比约为 １∶ １，高原整体气候以冷干偏暖为特征。 中心钻孔岩 芯记录表明，在 ３ ０００ ～１ ５００ ａ． Ｂ． Ｐ．湖泊水位面 维持高位面，１ ５００ ～１ ０００ ａ． Ｂ． Ｐ． 出现短暂的干冷 48 中国工程科学 时段，在 １ ０００ ～８００ ａ． Ｂ． Ｐ．发生了明显的洪水事 件 ［２０］ ，８００ ａ． Ｂ． Ｐ． 以后湖泊水位面维持低位面的状 态。 4 构造事件及驱动过程 4． 1 构造事件链 青藏高原的隆起是导致高原第四纪地质环境发 生变化的最大动力作用，然而进入晚第四纪以来高 原气候环境出现剧烈动荡变化和波动发展演化的态 势，很难完全直接归因于大陆板块碰撞和高原隆起 过程，地质调查资料表明地壳运动引起的板块碰撞 所导致的壳内物质调整及其变化与响应过程才是其 真正的动力来源。 根据地质综合勘查资料的分析研 究，青藏高原地体岩石圈结构表现为滑脱层、熔融层 和韧性（或韧粘性）剪切层 ［２１］ ，多层壳的岩石物质 结构导致了地壳变形的复杂性和陆表演变过程的变 异性；有证据证明高原中心深部存在地幔底辟作用 及其熔浆对流体，导致形成壳幔层间接力传递式的 多次叠覆式的特殊热结构现象，高原地表丰富的地 热分布区和水热爆炸活动 ［２２］ 也证实了深部热储构 造的存在，那么热事件的活动周期与地壳区域应力 场就发生密切的关系 ［２３］ 。 根据最近的研究，高原中 心地带地壳深部存在地震波（横波）不能穿过的构 造体，表明其结构差异和动力源范围及空间作用场 的基本特征应属于熔融性岩体。 利用地球 ＭＡＧＳＡＴ 卫星地磁总强度数据 ［２４］ 的分析材料，青藏高原中心 区域的视磁化强度呈紧密圈闭体（０． ０５ Ａ／ ｍ），预示 着高原地壳深部存在一个周边界线清楚完整的构造 体，其范围约为 ３１ ～３６ Ｎ、７９ ～９５ Ｅ。 这个 视磁性构造体与地震波构造体及热储构造体中心的 位置是基本相重叠的，这种构造体的核心部位可能 就是地幔底辟形成的熔浆对流构造体。 这些构造事件链所表现的展布范围及空间位置 为由边缘向中心视磁性构造体热储构造体地 震波构造体熔浆对流构造体，反映在水平方向上 不同结构的构造体由外向内、由大到小的逐级控制 关系；其物质结构及相互作用过程表现为由深层向 浅层熔浆对流构造地震波构造热储构造视 磁化构造，反映在垂直方向上为不同属性的构造体 由深向浅、由小到大的逐次控制关系。 4． 2 构造系统驱动 根据 Ｌａｎｄｓａｔ 地球卫星资料镶嵌的中国遥感影 像的图解分析，精细解译了青藏高原区域大地构造 系统及其构造形式和展布范围（见图 ２），其边部及 东部普遍发育线形构造，其中心及西部则发育特殊 １直线为线形构造系统（冷构造系统）； ２弧线为环形构造系统（热构造系统） 图2 青藏高原构造系统分布略图 Fig． 2 Dispersed map of the structural system in Qinghai － Xizang（Tibet） plateau 的环形构造。 环形构造的发育部位与高原区域视磁 化构造体的中心位置相吻合，线性构造的发育部位 与其视磁化构造体的外围位置相吻合，反映出高原 深部结构与浅部构造在发展演化过程中的相关性和 耦合性。 根据综合地质调查资料，青藏高原中心地 体的物质空间属性能够清楚表述，由深部向浅部 （即垂直尺度）表征为地幔羽地幔底辟壳幔层 间传递视磁化构造环形构造系统线性构造系 统，由中心向边缘（即水平尺度）表征为环形构造 线形构造和紧密圈闭体宽缓发散体及热事件冷 事件系统 ［２１，２２，２４，２５］ ；其构造系统的转型过程及穿插 关系表现为线形构造发育较早、环形构造发育较晚， 反映了高原地体发育过程中的物质结构是由冷性向 热性演变的，这种状况和大陆板块碰撞事件以及地 体内部地幔羽的发育演化及其效应相吻合，综合资 料表明环形构造系统的发育是在区域构造应力场之 上叠加了热事件应力场共同作用形成。 青藏高原实 测热流数据 ［２２］ 表明地幔底辟作用在高原中心普遍 存在，高原地体在前中生代为完全固化的冷地体特 征 ［２６］ ，自新生代以来主要表现为热地体特征。 脱离 地幔羽的地幔底辟作用形成一个特殊的热动力系 统，由于其湍流作用扩散分裂成许多热点现象。 这 些热动力作用在区域构造应力背景条件下转变出现 新的热构造场，导致热事件及其传动过程的发生，并 对其影响范围内的地壳表层构造进行改造和控制， 便出现围绕热构造场中心形成环状构造系统，并在 外围地带相对处于冷构造场环境叠加继承发育线性 58 ２０１１ 年第１３ 卷第 １ 期 构造系统。 根据最近的研究表明，高原地体在第四 纪中晚期遭受区域南北向挤压应力场作用形成了 庞大的地堑系 ［２７］ ，这些地堑系都是追踪了环形构造 系统的中心及边缘接合部位发展；而且地堑系的发 育范围也都限制在环形构造系统展布的区域以内， 环形构造系统发育的区域被外围大型线性构造系统 所夹持及包络起来，反映晚近构造活动是继承性构 造活动，受到区域构造应力场的控制。 区域地质及构造迹象的综合表明，青藏高原中 心及西部的环形构造系统属于热构造系统，其外围 及东部的线性构造系统属于冷构造系统。 地球岩石 圈动力学属性及动力驱动过程的分析表明，区域构 造应力场的活动性激发和控制了地壳热动力作用的 周期性。 青藏高原在形成及隆起过程中，大陆板块 碰撞的初期由于剧烈的动力作用出现线形构造和火 山活动现象，在后期随着高原地体的加积和扩散作 用发生动力转型出现隐性热事件及环形构造系统。 这种隐性热事件及环形构造系统具有特殊的动力效 应，除在地体表层形成特殊的圈闭或半圈闭的构造 形迹之外，还可在地表及浅层形成一定范围的热扩 散及热效率，这是高原地体独有的热力学特性，它在 高原古气候演变中作为特殊的下垫面可以发挥重要 的激变作用和诱发作用。 5 环境耦合机制 青藏高原 ＮＣＡＲ －ＣＣＭＩ 动力气候模型 ［２８］ 的试 验结果显示，隆起“临界高度” ［２９］ 是高原环境变化 的重要转型时期；在此之前高原内部降水较多、气温 下降 － ５ ～－ １０ ℃、西南季风深入大陆西部；在此之 后高原内部降水减少、气温下降 － ５ ～－ １０ ℃、西南 季风随之消失。 “临界高度”是高原开始隆起至现 代高 度 一 半 时 期 的 高 度， 其 海 拔 约 为 ２ ５００ ～ ３ ０００ ｍ 之间，处于第四纪早更新世晚期时期的高 度范围，也对应于青藏高原第四纪第一次冰期希夏 邦马冰期活动时期，标志着高原气候转型事件的开 始。 而且，青藏高原的大幅度隆起及大陆构造形变 进一步导致了全球变冷 ［３０］ 。 我国长期的气候观 察 ［３１］ 和泥饼物理实验及物质流场分析 ［２］ 的结果证 明，夏季高原面上盛行气旋性环流，冬季高原面上盛 行反气旋性环流。 在我国第四纪晚冰期古气候数值 模拟试验 ［３２］ 中，青藏高原夏季受气旋性环流的控 制，冬季却受偏转西风环流的影响，这个结果是模型 边界胁迫条件中对高原冷性指数估计不足所引起 的，实际上偏西风环流在高原面的方向也与反气旋 性环流的方向基本一致。 地球下垫面与气候存在互 为反馈作用，气候反演中对冷性指数计算偏低，就会 出现青藏高原温度效应不明显 ［３２］ 的现象。 这种情 景也反映出这样的环境变化迹象，青藏高原效应对 全球气候的影响并不是线性发展的，这也引起研究 者对高原冰期和冰盖范围及气候响应的反思及探 讨。 尽管如此，第四纪晚冰期古气候数值模拟试 验 ［３２］ 还是反映出青藏高原的中心（中部及西部）地 带存在明显的气温剧变区，这个区域位置特征与高 原环形构造分布区是基本吻合和相对应的。 长期的地学观察和多种试验一致证明，青藏高 原气候演变过程存在显著的阶段性ａ． 早期阶段高 原开始隆起至“临界高度”主要受亚洲季风环流的 影响；ｂ． 盛期阶段到达“临界高度”以后主要受高 原季风环流的影响；ｃ． 晚期阶段自晚冰期以来主要 受地壳温度场的影响。 这种不同的变化阶段具有的 空间尺度及其效应不尽相同，亚洲季风环流受全球 地形气候带的控制，高原季风环流影响中国及东亚 气候的变化，地壳温度场启动高原气候的变化。 青 藏高原形成演变过程中，气候环境变化总的趋势表 现为持续变冷 ［２８，３０，３３］ ，这个过程经历了亚洲季风的 出现高原季风的形成晚冰期波动气候的发育， 与其耦合的地球动力学机制及其响应条件也是各有 特点。 这种效应特征对应着地质环境演化过程中不 同的形变阶段，早期阶段与亚洲海陆形变时期相适 应，盛期阶段是青藏高原整体发生大规模形变时期， 晚期阶段是高原处于内部地体形变时期。 早期阶段 古气候环境变化可能的机制仍然是受季风冰盖 构造耦合关系的影响 ［３３］ ，盛期阶段发生区域环境变 化的机制主要是受高原激变构造耦合关系的影 响 ［３４］ ，晚期阶段出现气候波动变化的机制主要受地 体形变温度场耦合关系的影响 ［２，２１，３２，３５］ 。 从高原地球动力学机制及作用强度效应分析，这 种成生关系的建立在大陆板块碰撞的初期就已经出 现，只不过它的表现形式是随着高原地体的不同形变 阶段而具有不同的表现特征而已。 在早期形变阶段， 伴随着高原的急剧隆起曾发生过强烈的岩浆活动、火 山喷发、地壳增厚变热和岩石圈减薄 ［３６］ ；在盛期阶 段，随着达到“临界高度”的高原突兀于地球陆表最高 层，高原出现盆式结构 ［３７］ ，地体外壳变冷、深源热流 被圈闭、热力相变作用显著；在晚期形变阶段，高原地 体内部岩浆上涌造成的巨大热储距地表较浅 ［３７］ ，高 68 中国工程科学 原面温度场效应显著。 与高原整体形变阶段相对应， 早期阶段是热构造系统的奠基时期和冷性构造系统 的发育时期，盛期阶段是热构造系统的潜育时期和冷 性构造系统的发展时期，晚期阶段是热构造系统的跃 动时期和冷性构造系统的活动时期。 青藏高原腹地湖泊沉积记录的晚第四纪古气候 环境变化 ［２］ 资料表明，晚冰期以来高原生物生产总 量与陆面热点效应密切相关。 地球物理调查资料证 实 ［２６］ ，高原陆表热点现象是由地体构造事件及其驱 动效应所引起的；地球卫星解译资料也证明，高原热 事件形成了热构造系统及环形构造型式。 地球岩石 圈层传递作用表明，热构造事件及热点效应的活动 周期受地幔底辟作用及地幔羽位置的控制 ［２１，２５］ ，其 外围发育了大量的冷性构造系统及线性构造型式。 这些综合材料表征的地质环境链特征为古气候态 势生物活动温度场内部热构造系统及环形构 造型式与周边冷性构造系统及线性构造型式热构 造事件与冷构造事件及其驱动效应地幔底辟作 用地幔羽中心位置。 6 结语 综合研究成果证明地球岩石圈地体动力学演化 过程及其效应对古气候环境变化的影响关系确实存 在，但是高精度的对比分析就要依靠高分辨率的大 尺度的连续沉积剖面记录，目前各种记录载体包括 冰川、湖泊、沙漠、黄土、海洋及岩溶、树轮、植硅体、 孢粉等证据都还存在着一定的局限性和扰动性以及 不确定性，需要建立系统的包容性更广的科学理念 来认识地球自然演化过程的规律性。 青藏高原的隆 起效应、内部效应、边缘效应、驱动效应、后效效应及 反馈效应也是客观存在的，青藏高原中国东 亚全球的气候环境链就是地球场效关系的综合演 化过程，全角度的集成研究与系统分析及综合方法 是构建实时景观平台和历史演化情景过程的有效途 径。 青藏高原晚冰期以来区域地质环境链可以表述 为古气候态势生物活动温度场构造系统及 动力条件（热构造系统及环形构造型式与冷性构造 系统及线性构造型式）热构造事件与冷构造事件 及其驱动效应地幔底辟作用地幔羽中心位置， 代表青藏高原距今几万年以来的地球场效耦合关系 及其动力学机制态势。 最近长时间尺度的综合研究也表明，中新世以 来青藏高原与中国大陆及东亚地区气候环境的转型 都伴随着显著的构造变形事件 ［３８］ 。 从青藏高原科 学考察野外现场材料的分析来看，目前还只能清晰 地确认第四纪晚冰期以来的地质环境变化历程，第 四纪各个时段的地质环境发展情景及精细演变过程 还需要继续寻找高分辨率的地质记录。 参考文献 ［１］ 孙鸿烈，郑 度． 青藏高原形成演化与发展［ Ｍ］． 广州广东科 技出版社，１９９８． ［２］ 胡东生，张华京，李炳元，等． 青藏高原腹地湖泊沉积序列与古 气候变化［Ｊ］． 地质学报，２０００， ７４（４） ３６３ － ３７０． ［３］ 郑本兴，施雅风． 珠穆朗玛峰地区第四纪冰期探讨，珠穆朗玛 峰地区科学考察报告（１９６６１９６８）第四纪地质［ Ｍ］． 北京科 学出版社，１９７５２９ － ６２． ［４］ 胡东生．察尔汗盐湖研究 ［ Ｍ］． 长沙湖南师范大学出版 社， ２００１． ［５］ 李吉钧，文世宣，张青松，等． 青藏高原隆起的时代、幅度和形 式的探讨［Ｊ］． 中国科学，１９７９（６）６０８ － ６１６． ［６］ 胡东生． 青藏高原第 四纪湖 泊 地 质 环 境 演 变 ［ Ｊ］． 自 然 杂 志， １９９５，１７（５）２５７ － ２６１． ［７］ 韩同林． 青藏大冰盖［Ｍ］． 北京地质出版社，１９９１． ［８］ 朱建立． 巴颜喀拉山地区第四纪冰期初步探讨［ Ｊ］． 青海地质， １９９２（２）３０ － ３９． ［９］ 施雅风，李吉钧，李炳元，等． 晚新生代青藏高原的隆升与东亚 环境变化［Ｊ］． 地理学报，１９９９，５４（１）１０ － ２１． ［１０］ 胡东生，陈克造，许志强． 三万年来可可西里地区湖泊环境演 化序列［Ｊ］． 地质科学，１９９４，２９（４）３２９ － ３３８． ［１１］ 施雅风，于 革． ４０ ～ ３０ ｋａ 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