引用本文
姜高磊, 张克信, 徐亚东. 青藏高原古高程定量恢复研究进展. 30(3): 334-345
Jiang Gaolei, Zhang Kexin, Xu Yadong. Research Progress of Quantitative Paleoelevation Reconstruction of Tibetan Plateau. Advances in Earth Science, 30(3): 334-345  
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Copyright©2015, 地球科学进展 编辑部
青藏高原古高程定量恢复研究进展
姜高磊1,2, 张克信1,2,3,*, 徐亚东1,2
1.中国地质大学（武汉）地球科学学院,湖北 武汉 430074
2.中国地质大学（武汉）生物地质与环境地质国家重点实验室,湖北 武汉 430074
3.中国地质大学（武汉）地质调查研究院,湖北 武汉 430074
*通讯作者：张克信（1954-）,男,甘肃会宁人,教授,主要从事地层学、沉积学和造山带地质研究. E-mail: : kx_zhang@cug.edu.cn

作者简介：姜高磊（1988-）,男,河南扶沟人,硕士研究生,主要从事青藏高原新生代盆地沉积演化研究. E-mail: jianggl198899@163.com

基金:中国地质调查局国家青藏专项项目“青藏高原新近纪区域地质专项调查”(编号: 1212011121261); 大学生自主创新计划“青藏高原沉积盆地及其环境记录”（编号：1410491A04）资助
摘要

目前在青藏高原使用的古高程定量恢复的方法有：氧同位素古高程计（包含热动力学模型和经验模型）、△47古温度—古高程计、氢同位素古高程计、古植物古高程计（包含共存分析法、叶相分析法）和古环境分析。详细分析了各古高程计的原理、应用条件、影响因素和优缺点,进一步总结了各种研究方法取得的成果和存在的问题,探讨了各研究方法在青藏高原定量古高程研究方向的应用潜力和发展前景,并对完善现有的古高程计和今后开发新的古高程计提出相关建议。关键词：青藏高原;古高程; 定量研究;新生代

关键词: Tibetan Plateau; Paleoelevation; Quantitative research; Cenozoic.
中图分类号:P542 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2015)03-0334-12
Research Progress of Quantitative Paleoelevation Reconstruction of Tibetan Plateau
Jiang Gaolei1,2, Zhang Kexin1,2,3, Xu Yadong1,2
1.Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan430074,China
2. State Key Laboratory of Biological and Environmental Geology, China University of Geosciences, Wuhan430074, China
3. Geological survey of China University of geoscience, Wuhan430074, China
Abstract

Quantitative estimation of paleoelevation is crucial to constrain uplift history of the Tibetan Plateau. So far, there are four kinds of paleoaltimeter used to reveal Cenozoic paleoelevation of the Tibetan Plateau, including oxygen-isotope paleoaltimeter, △47 paleotemperaturepaleoaltimeter, Hydrogen-isotope paleoaltimeter, Paleobotanic paleoaltimeter, and Analysis of paleoenvironment. The oxygen-isotope paleoaltimeter, which is based on the relationship between the oxygen isotope value (18O) of surface water and elevation, includes empirical relationship equation and model relationship equation. △47 paleotemperature-paleoaltimeter is a new approach to reconstruct paleoelevation, which has been used in just one position in Tibet. Paleobotanic paleoaltimeter contains co-existence analysis and leaf physiognomic approach, and Analysis of paleoenvironment is a semi-quantitative method. Through detailed comparison of various principles, application condition, influencing factors, and pros-cons of the different paleoaltimeters, we focused on summarizing achievements and problems of these research methods, and further discussed their application potential and prospects. In the future work, we need to pay more attention to obtain new modern data to improve the above paleoaltimeters and introduce new paleoaltimeters.

Keyword: Tibetan Plateau; Paleoelevation; Quantitative research; Cenozoic.

定量恢复古高程可以精细地了解高原隆升历史, 为青藏高原的隆升模式提出新的认识, 如Ding等[1]的根据最新的古高程数据提出青藏高原新生代的是两山夹一盆的“ 三明治” 式的隆升模式。青藏高原古高程恢复研究最早由我国的植物学家徐仁[2, 3]在20世纪70年代提出的, 但之后研究进展缓慢, 直到近十几年来, 随着Garzione等[4]在喜马拉雅地区提出第一个青藏高原定量氧同位素古高程计经验公式, 青藏高原新生代古高程的定量恢复研究才逐步发展起来, 成为热点研究。目前青藏高原定量高程的研究仍属于初步阶段, 应用到的研究方法有：氧同位素古高程计、△ 47古温度-古高程计、氢同位素古高程计、古植物古高程计及古环境分析（图1、表1）。本文对青藏高原古高程定量恢复的各个研究方法的发展、应用及需要注意的事项进行详细论述, 对比分析提出青藏高原古高程恢复存在的问题, 对今后在青藏高原古高程恢复研究具有重要意义。

1 研究方法及现状
1.1 氧同位素古高程计

1.1.1 原理

在降雨过程中, 随着水汽团的不断升高变冷而凝聚出来形成雨滴, 水蒸气、降水、降雪中氧同位素随着海拔的增加而产生分馏, 造成残留水蒸气中重同位素含量（用δ 18Omw值来表示, 相对于SMOW, ‰ ）的减少[29~33]。稳定同位素恢复古高程的方法就是基于重同位素随着高程的升高而逐渐减少这一原理建立的。目前在青藏高原地区有2种模型恢复氧同位素与高程之间的关系：热动力学模型和经验模型。

图1 5]修改, 分水岭据文献[6]; 投点数据见表1; 地层分区据文献[7]修改])Fig.1 Distribution of paleoelevation dates in Qinghai-Tibet Plateau (modern altitude boundary modified after reference[3]; watershed mountains after reference[4]; paleoelevation date refer to Table 1; stratigraphy division after reference [7])

表1 青藏高原定量古高程恢复统计表 Table 1 Paleoelevation dates of Qinghai-Tibet Plateau

热动力学模型：通过对现代大气在冷凝过程中物理学和热动力学的模拟研究, 得到气团随海拔的升高过程中影响降水中氢氧同位素分馏递变的相关参数(气团在海平面时相对湿度(RH) 、初始温度(T)和气团处在低海拔地区δ 18O值) , 推导出高程(h)与随地形而改变的氧同位素变化值(Δ (δ 18Op ) )的近似关系, 然后将此关系应用到地质历史时期, 将沉积载体（土壤碳酸盐、湖泊碳酸盐、化石等）中的氧同位素记录转换为古降水中的δ 18Opmw值以此进行古高程的恢复[33~35]。Currie等[12]根据Rowley等[35]的高程( h)与Δ (δ 18Op)的关系模型推导出公式：

h= ( - 6. 14 × 10- 3 )Δ (δ 18Op) 4- 0. 6765Δ (δ 18Op ) 3- 28. 623Δ (δ 18Op ) 2 - 650. 66Δ (δ 18Op ) (1)

Δ (δ 18Op )是某处降水的氧同位素含量与海平面降水同位素含量的差值。后来, Quade等[36]研究发现青藏高原地表水中的氧同位素值随着纬度的变化也有一定的变化规律, 就将上述公式进行了改进, 在Δ (δ 18Op )值中加入了纬度的影响, 如下式：

Δ δ 18Op =δ 18Op-1.5* （° N -喜马拉雅山峰）-δ 18Oo（2）

° N -喜马拉雅山峰是研究区域与喜马拉雅山峰的纬度之差; δ 18Oo是受自印度— 欧亚碰撞以来大洋氧同位素组成变化和全球温度变化影响校正的值[37, 38]。

热动力学模型的适用范围为纬度低于35° 的地区。另外, 导致模型产生误差的因素还有降水时的蒸发和交换、云团上升中的湍流和混合, 目前模型中还没有精确地考虑这些误差。

经验模型：首先建立现代降水或地表水中的氧同位素值与海拔的关系, 然后应用这种关系以及保存在地质历史时期的地表水中的氧同位素的值进行古高程的恢复[39, 40]。Garzione等[4]首先在尼泊尔的中西部喜马拉雅Gandakiheli河流流域高差< 2 000 m的支流样品中的δ 18O值与海拔进行二次线性关系拟合, 由于河湖水都是有来自海拔更高的河水汇集而成, 由样品的δ 18O值反映的高程比取样点的实测高程高。Garzione等[4]用新德里的降水值(高程= 212 m; δ 18O = - 5. 81‰ (加权平均值) )代表水汽源区进行曲线修正, 修正后的曲线很好地反映新德里δ 18Op值与其实际高程的关系。该公式就是藏南喜马拉雅地区的经验公式, 也是青藏高原的首个氧同位素古高程计的经验公式(图2)。

图2 Kali Gandaki流域河流水δ 18O与高程的关系图（据参考文献[4]修改）Fig.2. δ 18O vs. altitude for Kali Gandaki tributaries (modified from reference[4])

然而经验公式具有区域性的限制, 单独一个氧同位素— 古高程变化梯度很明显不能适用于整个青藏高原[6, 34, 36, 39]。丁林等[6]在青藏高原地区共采集了239个河水样品, 并将其以中央分水岭（图1）为界分为藏南、藏北2个区域进行了结果的讨论。结果显示河水水样的δ 18O值明显受到纬度、水汽来源和循环方式不同的影响, 在剔除受蒸发作用影响比较大的样品点之后, 得出藏南、藏北2个区域上的经验公式：

藏南经验公式：δ 18O（SMOW）=5E-0.7H2-0.0052H-1.4432 r2=0.871（2）

藏北经验公式：δ 18O（SMOW）=1E-0.7H2-0.0023H-2.8996 r2=0.7026（3）

在建立上述公式过程中, 对于在藏北地区, 丁林等[6]还用Tian等[41]测试的沱沱河地区降水的平均氧同位素值（-11.3‰ ）作为西西可里地区未蒸发河水的δ 18O值对比沱沱河实际河水的平均δ 18O值（-9.2‰ ）[42], 对藏北经验公式进行了蒸发作用的校正。

1.1.2 应用条件

目前, 氧同位素古高程计是青藏高原恢复的主要方法（表1）, 研究的载体为地质历史时期由河/湖水沉淀生成的湖泊碳酸盐岩、土壤碳酸盐岩以及含有磷酸盐或碳酸盐成分的生物化石[34, 43]。将碳酸盐中δ 18O值转换为古湖水或河水的δ 18O值, 应用以下方解石/水或者文石/水的分馏公式：

方解石分馏系数关系：1000ln(α c-w)=18.03(106T-2)-32.42[44]（4）

分馏系数α c-w=(18O/16O)c/(18O/16O)w; T为绝对温度。

方解石分馏系数关系：1000ln(α c-w)=2.78(106T-2)-2.89[45]（5）

分馏系数α c-w=(18O/16O)c/(18O/16O)w; T为绝对温度。

文石分馏系数关系：1000ln(α a-w)=2.559(106T-2)+0.715[46]（6）

分馏系数α a-w=(1000+δ 18Oa-V)/(1000+δ 18Ow-V); T为绝对温度。

从公式（4）~（6）可以看出, 将碳酸盐岩中的δ 18O值转化为原始大气降水中的δ 18O值时, 必须要对成岩温度进行估计。研究表明土壤碳酸盐岩的形成温度比年平均地表温度(mean annual air T, MAT)高出（15.8± 2.8）℃[36]。目前在对地表古温度的估计, 多是利用前人的研究成果[23, 37, 47]。如, Ding等[1]根据Spicer等[23]在林周盆地用植物叶片化石估计出的中新世（15 Ma BP）的年平均温度和Zachos等[37]的新生代全球气候变化对林周盆地的始新世的年平均温度进行估计。根据估计出成岩时的温度, 计算出原始大气降水的δ 18O值, 然后根据区域特点进行纬度[6, 37]和大陆效应[48]的校正之后, 将δ 18O值运用经验模型或热动力学模型进行古高程的定量估计。

利用氧同位素古高程计的最重要的一个前提就是确保所用材料中的δ 18O值能够反映原始的大气降水中的δ 18O值。影响碳酸盐岩对原始大气降水或地表水中δ 18O值保真度的2个主要因素：后期成岩化作用和蒸发作用。下面讨论这2种影响因素的常用排除方法：

（1）后期成岩作用（later-stage diageiness）影响：碳酸盐岩在后期的埋藏过程中由于温度过高或者带有其他同位素组成的流体出现而发生的碳酸盐岩重结晶或者重新钙化会重置或扰动碳酸盐岩中保存的δ 18O值, 造成对古高程的错误估计[43, 49]。判定碳酸盐岩有没有受到后期成岩作用的干扰可以从以下几点出发：①碳酸盐岩岩相观察:如, Gzrzione等[43]在研究塔口拉（Thakkhola）地堑和高原中东部一些新生代盆地的古碳酸盐岩时, 将这些碳酸盐岩分为4个成岩化阶段, 发现除了成岩阶段A的微晶碳酸盐岩中的δ 18O值没有被扰动, 其余3个阶段中均有不同程度的重置。②测定与碳酸盐岩共存的生物化石, 一些微体化石（双壳、腹足、介形等）的壳体生长(图3)记录了明显的季节变化, 判定化石有没有保存原始季节变化的影响进而判断碳酸盐岩有没有被重置[1, 9, 13, 43, 49]。③砾岩同位素测试法(isotope conglomerate test), 由DeCelles等[5]在尼玛盆地首次应用, DeCelles等测定了与第三纪碳酸盐岩一起形成的砾岩中白垩纪的灰岩成分中的δ 18O值, 该值与白垩纪灰岩中的原始δ 18O值保持一致, 说明在砾岩形成以来（即碳酸盐岩形成以来）并未受到后期其他作用的改造。Xu等[8]用同样的方法对羌塘北部的黑狐岭地区康托组和唢呐湖组中的碳酸盐岩进行了判定。④氧同位素与碳同位素的系统/高频率地相关变化是否与湖泊中其他环境指标(如, Mg元素含量相对于降水/蒸发比值的记录)记录的环境变化一致[13, 43, 50]。以上几种检测要综合使用, 单单使用其中的一种可能会判断失误, 如Leier等[51]在研究藏南、印度、尼泊尔地区的古碳酸盐岩时发现即使含有微晶的碳酸盐岩中的δ 18O值也可能有被重置的现象。

图3 塔口拉地堑中碳酸盐岩中双壳类化石的生长纹层[43]Fig.3 Annual growth bands of fossil bivalves in carbonate from Thakholagraben[43]

（2）蒸发作用的影响：蒸发作用会使得湖水盐度增加, δ 18O值升高, 同样保存在碳酸盐岩等中的δ 18O值也会升高, 会降低我们对古高程的估计。所以, 在进行古高程恢复的研究时要尽量选择开放湖盆没有或者很少受到蒸发作用影响的碳酸盐岩。Talbot[52]根据湖相碳酸盐岩的δ 18O值与δ 13C的变化的相关性, 将湖盆分为开放湖盆（r2< 0.7）和封闭湖盆（r2≥ 0.7）。然而, Leng等[50]研究发现在如果水系的降水/蒸发比值长期波动变化（如季节影响）也会造成δ 18O值与δ 13C的相关变化, 而且变化幅度甚至> 10‰ 。而最小的δ 18O值就是在受蒸发作用影响最小的情况下碳酸盐岩保存的[53], 所以, 一般进行古高程恢复会选择开放湖盆中碳酸盐岩保存的最小δ 18O值进行计算。

热动力学分馏模型和经验公式是在理想的状态下得出的模拟结果, 实际情况复杂, 容易受到上述因素的影响。吴珍汉等[54]根据青藏高原现今的气温年均温、6月份温度与海拔的关系、第四纪湖泊沉积物的碳氧同位素与海拔关系, 将这二者的联系运用到地质历史时期建立了湖相沉积碳氧同位素古海拔高程计。这种古高程计没有涉及到同位素分馏系数, 具体参见文献[54]。

1.2 △ 47古温度— 古高程计

Δ 47古温度— 古高程计原理：由于碳酸盐矿物中包含13C和18O的离子团[13C18O16O2]2-相对于离子团[13C16O3]2-、[13C17O16O2]2-和[12C18O16O2]2-具有更低的零点能, 所以在热动力学驱动效应下, 温度降低反应式（7）向右进行。

Ca13C16O3+Ca12C18O16O2=Ca13C18O16O2+Ca12C16O3 （7）

即在矿物晶格中13C-18O键并不是随机分布的, 而是随着温度的降低其丰度逐渐增加。那么就可以通过13C-18O键的丰度计算方解石矿物生成时的温度, 进而根据得出的古温度和区域的温度/高程梯度进行古高程的恢复, 具体的原理与测试方法可以参看文献[34, 55, 56, 57]。目前该方法只在青藏高原的扎达盆地使用, Huntington等[16]对扎达盆地腹足类化石的进行△ 47温度计算, 认为晚中新世到上新世湖水的温度要比现在的温度低很多, 然后将恢复的湖水温度进行校正, 根据当时的气温/海拔梯度得出晚中新世到上新世扎达盆地的海拔为（5 400± 500） m。这种方法使用的材料为碳酸盐, 但是不受分馏系数、蒸发作用等上述氧同位素古高程计影响因素的影响, 与氧同位素古高程计联合使用还可相互检测, 但是该种方法测试过程慢, 测试技术要求很高, 目前在青藏高原古高程恢复中还没有大量的使用。

1.3 氢同位素古高程计

和氧同位素高程效应相同, 在气团的爬升过程中不断冷凝析出重氢同位素, 从而使降水和地表水中的重氢同位素持续减少, 大气降水中重氢的值（δ D）随海拔变化的梯度为-10‰ ~40‰ /Km[58, 59]。高等植物在生长过程中叶片的脂类物质会记录大气降水中的δ D值, 所以利用沉积物中保存的高等植物叶片脂类物质的δ D值反演大气降水中的δ D值可以进行古高程的恢复。Jia等[60]采集了贡嘎山东坡海拔1 000~4 000 m的表土样品进行植被脂类正构烷烃氢同位素值（δ Dwax）与土壤中保存的大气降水氢同位素值（δ Dp）对比分析, 发现植被脂类中的氢同位素值（δ Dwax）与保存在土壤水中的氢同位素值（δ Dp）有很好的线性相关（r2=0.76）, 与采样点的海拔也具有很好二次拟合线性关系（r2=0.80）（图4）。Bai等[61]在西昆仑地区海拔> 3200m的地区也发现植被脂类正构烷氢同位素值（δ Dwax）与海拔很好的线性关系（r2=0.85）。

Polissar等[19]将伦坡拉盆地牛堡组、丁青组中的高等植物脂类正构烷烃化石中δ Dwax值运用Rowley等[11]的动力学模型模拟得出3 600~4 100 m(牛堡组), 4 500~4 900 m（丁青组）的高程, 该结果与Rowley等[11]得出的结果一致。但是在可可西里盆地由于对大气降水来源的不确定性, Polissar等[19]得出2个高程相差很大的模拟结果, 但是2种模拟都显示可可西里盆地在晚始新世— 早中新世有1 700~2 600 m的隆升。最近, Jia等[20]在伦坡拉盆地运用植物脂类化石中的δ Dwax和δ Cwax分别进行古高程的恢复, 分别得出（2 770± 530）m和(3 040± 560) m的高程。

另外, 一些含水矿物中的水也可以保存原始的大气降水中重氢元素含量, Gé belin等[18]在珠穆朗玛峰用变质岩中含水矿物中的δ D值换算成大气降水中的δ 18O值估算出喜马拉雅山在早中新世晚期的高程是（5 100± 400）m, （5 400± 350）m。

图4 氢同位素古高程计关系式（a）贡嘎山植被脂类化石中δ Dwax值与土壤水中δ Dp值线性关系; （b）植被脂类化石中δ Dwax值与海拔二次拟合关系[60]Fig.4 Equations of hydrogen-based istopepaleoelevation（a）Correlations of n-alkane δ Dwax with predicted δ Dp; （b） Correlations of n-alkane δ Dwax with altitude[60]

利用保存在高等植物有机脂类化石中的δ D值进行古高程的恢复有以下有点：①在古沉积物中的植物的上表皮脂类中正构烷烃是普遍存在的, 并且在搬运和埋藏过程中很稳定, 低温下正构烷烃中的D值不会发生改变[62], 而且青藏高原新生代盆地的沉积物多以碎屑岩为主[7, 63], 在碳酸盐岩不发育的地区这种方法对恢复古高程有很大的潜力; ②植物脂类的形成过程比较短, 对于大多数植物来说只需要几年, 而对于碳酸盐岩中的一些自生矿物, 其形成过程大致需要105年[39], 这样植物脂类中的δ D值可以进行更高精度的古高程恢复[60]; ③植物脂类δ D值与来源水中的δ D值的相关系数不受温度影响[49, 54]。

对于植物脂类中的δ Dwax值进行古高程恢复的影响因素有：蒸发作用、蒸腾作用、植被类型和生物合成作用[19, 60, 64, 65](图5)。如Jia等[60]发现在同等条件下草类和灌木植被脂类中的δ Dwax值要高于木质植物, 而且植被类型的影响会在一定程度上被蒸腾作用（相对湿度）的影响抵消[59]。Polissar等[64]在对28个地区的现代湖泊沉积物种的植物脂类δ D值与降水中的δ D值对比研究发现, 植被脂类中的δ Dwax值受叶片水和土壤水的蒸发作用影响较大, 受生态结构影响不大。然而, 植物脂类氢同位素古高程计也具有区域性特征, 青藏高原面积巨大, 大气降水来源复杂[40, 66~68], 该古高程计在青藏高原的应用还有很多工作需要完善。

图5 植被脂类中氢同位素影响因素示意图[69]Fig.5 Schematic showing the model predictions for the effects on plant-wax n-alkane δ D values[69]

1.4 古植物古高程计

古植物古高程计原理是基于植物的一些形态、功能特征随着海拔的增高会产生特征的变化[70~72]。王成善等[73]将古植物古高程计恢复古高程归结为3种方法：①最接近的现代类群法（NLRs）; ②叶相分析法; ③叶片气孔密度和气孔指数法。古植物古高程计的使用是建立在地质历史时期植物对于气候和海拔的变化特征是与现代植物的变化特征类似的假设前提下的, 目前在青藏高原只用到了前两种方法：

最接近的现代类群法（NLRs）又可以称为共存分析法（CoA）[74], 首先分析植物化石代表的种属与现带那中国植物的生长环境最接近, 然后根据分析出的所有植物化石的生长环境（海拔）的共存区间, 共存区间的海拔高度就代表了植物化石所生长的时代和地点的高程。徐仁等[2, 3]最早运用该方法对希夏邦马峰北坡的高山栎化石研究, 认为化石的产地在上新世中— 晚期的海拔高度可能在2500m左右, 在之后的2~3 Ma间抬升约3000m。Zhou等[22]对用共存分析方法对希夏邦马和南木林地区已发表的孢粉、植物化石数据进行了重新分析, 认为希夏邦马化石点在上新世时期的古高程是2 500~3 500 m, 南木林盆地化石点在中新世的古高程为2 500~3 000 m。Song等[75]利用该方法对冈底斯— 念青唐古拉山地区的先前学者得到的植物孢粉数据进行分析, 估算出一系列的古高程并认为这一地区至少到晚始新世时已经隆起到海拔3 000 m的高程。最近, Sun等[21]对伦坡拉盆地丁青组（25.5~19.8 Ma BP）的孢粉数据运用共存分析法（CoA）得出伦坡拉盆地在25.5~19.8 Ma BP时的古高程是（3 900± 100）m。

叶相分析法的原理是随着高程变化植物叶片形貌及其功能会发生特定的变化, 而且这种变化只受气候控制。这种方法目前只在南木林盆地得到了应用, Spicer等[23]对盆地中15 Ma BP的植物叶片化石的形态进行分析, 将400多个样品的根据叶片的形态特征分为35类, 然后用多变量气候叶分析程序[76]分析年平均温度和热焓值, 用哈德利中心的气候数学模型计算化石产地的湿度静态能, 最终得出南木林盆地在15 Ma BP获得（4 689± 895）m或者（4 638± 847）m的高程, 并推断南木林地区在15 Ma BP获得了最大高程并且一直保持不变。

古植物古高程计的优点在于植物孢粉或者叶片化石表层被脂类包裹, 不容易腐蚀, 能够真实的反应当时的植被面貌特征。但是此种方法只能在保存有植物化石的地方使用, 如高于林线的地区或者没有保存特质植物化石的地方会限制该方法的使用。

1.5 古环境分析

古环境分析恢复古高程没有使用经验公式或模拟模型, 是一些学者根据地质历史时期保留的记录进行古环境分析, 然后根据古环境恢复的结果进行古高程的估计, 属于半定量的古高程恢复。如DeCelles等[5]根据尼玛盆地湖相碳酸盐岩和现代地表土壤碳酸盐岩的同位素对比分析认为, 在约26Ma BP时尼玛盆地已经和现在一样干旱, 据此他认为尼玛盆地在26 Ma BP左右均已经达到了与现在相似的高度。Deng 等[28]根据伦坡拉盆地的犀牛科肱骨化石的尺寸和形貌特征认为这种哺乳动物生活在温暖湿润的气候区, 据此分析早中新世伦坡拉盆地的高程应在3 000m左右。Wang等[24~26, 77]主要根据食草动物牙齿化石珐琅质中的碳同位素分析食草动物的食物主要为C3植物或C4植物, 再根据现代C3植物或C4植物主要分布的高程范围对化石采样点的古高程进行半定量的约束, 对扎达盆地、吉隆盆地和昆仑运用此方法进行古高程估计的结果见表1。

2 研究成果及存在问题

经过最近十几年的研究, 青藏高原的古高程研究取得了一定的进展。从图1和图6上可以看出, 目前在青藏高原定量古高程的恢复研究主要集中在喜马拉雅和藏南地区。本文搜集的25个古高程数据点, 其中有21个分布在藏南和喜马拉地区, 研究程度最高的3个地点为伦坡拉盆地、扎达盆地和南木林盆地。氧同位素古高程计是目前青藏高原古高程恢复的主要方法, 其次为古植物古高程计和氢同位素古高程计, △ 47古温度— 古高程计目前还只在扎达盆地尝试使用。

将目前的古高程恢复研究结果对比分析（图6）, 认为青藏高原目前古高程恢复研究存在以下问题：

（1）古高程计之间或内部恢复古高程结果的差异。图1显示伦坡拉、扎达和南木林3个盆地的古高程数据居多, 但是数据之间存在一定的差异。在伦坡拉盆地, Sun等[21]用孢粉共存分析法得出的最晚渐新世— 最早中新世高程3 190 m比先前Rowley等[11]用热动力学模型和Pollisar等[19]用植物脂类中的氢同位素得出的古高程要低约1000m。在南木林盆地, Zhou等[22]用孢粉共存分析得出的中新世古高程要比Specier等[23]用叶相学得出的古高程低1 600 m, 比Currie等[12]用氧同位素热动力学模型得出的古高程结果低2 200 m (表1)。在扎达盆地, Wang等[24]用食草动物牙齿化石中的碳同位素得出结果要比Saylor等[9]和Murphy等[10]用氧同位素动力学模型得出的古高程低约2 000 m。以上的对比发现, 氢氧同位素古高程计得出的结果要偏高, 可能与在同位素古高程计原理中利用的大气降水中的δ 18O值是更高流域或者降水气团所在的高程有关, 关于这一点, 丁林等[6]在建立藏南、藏北经验公式时将每个样品的GPS海拔高度与采样点流域高度加权平均后的高度作为河水采样点以上流域的平均高度, 这样在一定程度上减少拟合公式得出的高程值与实际降雨落在地面距离的差值。以上3个盆地的结果对比（图6）表明这种误差的校正还需要进一步的研究, 尤其是喜马拉雅地区。

图6 青藏高原定量古高程恢复结果对比（现代海拔[17]; 切线位置见图1; 古高程数据来源见表1）Fig.6 Comparison of paleoelevation date in Qinghai-Tibet Plateau. (modern altitude[17]; the location of topographic cross-section refer to Fig.1; paleoelevation refer to Table 1)

（2）在已有的25个古高程恢复结果中有13个数据显示青藏高原在15 Ma BP以前就达到或超过了现代的高程。这比已有的定性指标估计的青藏高原隆升到现在高程的时间要早。如, Turner等[78, 79]根据对钾质火山岩的研究, 认为高原在13 Ma BP左右达到现在高度。Harrision等[80]将近南北向裂陷带的形成作为高原隆升到最大高度的证据, 随后一些学者得出这些南北正断层的形成时间在14~8 Ma BP[81~83]。

（3）目前在青藏高原使用的古高程计和使用材料比较单一, 主要为同位素古高程计和古植物古高程计, 且氧同位素古高程计最为主要。但是目前氧同位素古高程计的使用材料主要为湖相、土壤碳酸盐岩[34, 43], 对于主要为碎屑岩沉积的新生代盆地[7, 63], 碳酸盐岩并不能满足大范围、长时限的恢复古高程研究。另外, 一些在其他地方发展成熟的古高程计还没有应用到青藏高原, 比如宇宙核素古高程计[84]、气孔玄武岩古高程计[85~87]。这两种古高程计在其他地方的应用都很成功, 并且也有学者提出在青藏高原使用气孔玄武岩古高程计[88]。气孔玄武岩古高程计的误差小, 仅40 m左右[85], 戴紧根等[88]对这种方法的原理, 使用条件以及采样、测试方法做了详细的论述, 这种方法在玄武岩分布广泛的青藏高原很有应用潜力。

3 结语

印度— 欧亚大陆的碰撞导致青藏高原的形成, 是新生代以来地球历史最重大的地质事件之一, 青藏高原的隆升对全球的地形地貌、气候和环境变化产生了重大影响[89~91]。青藏高原古高程的定量恢复对研究高原的隆升过程及其对气候、环境的影响具有重要意义, 文章论述了目前在青藏高原使用的各个古高程计的原理、适用条件、存在不足等, 并对整个高原恢复的定量古高程数据进行总结。综合分析, 认为以下2个方面在以后的研究工作中需予以关注：

（1）平均海拔超过5 000 m的青藏高原的面积> 250万Km2, 占据了超过1/4的国土面积, 但目前获得的定量的古高程数据仅有二十几个, 且多数分布在藏南地区, 对于偌大的青藏高原新生代的隆升研究还是远远不够的, 还需要不断补充新的古高程数据。

（2）目前使用的各个古高程计都不同程度的存在自身的不足和使用的限制, 如氧同位素古高程计容易受到蒸发作用、成岩作用的影响, 且经验公式具有区域性, 在以后的研究中应对这些方法的不足进行不断的完善。另外, 还需注意新的方法的引进和使用, 如在已经在阿尔卑斯山脉使用的气孔玄武岩古高程计目前在青藏高原还没有使用。

致谢：感谢学习过程中, Garzione C. N.教授关于古高程计的交流指导, 感谢成都地质矿产研究所的罗亮在论文编写过程中给予的帮助。

The authors have declared that no competing interests exist.

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