原创    赖文  

全篇约4151字6图，阅读需要8分钟

青藏高原，作为地球上最高的高原（图1），汇聚了世界上仅有的14座8000米以上的雪山，其平均海拔近5000米，具有地球上最为壮观的地貌，有“世界屋脊”、“第三极”、“亚洲水塔”等美誉。

图1青藏高原及周边3D地形图（图源：星球研究所）

从地质学角度来看，青藏高原是地球上现存规模最大，时代最年轻的陆陆碰撞造山带。它不仅是研究大洋开合、陆陆碰撞、高原隆升与垮塌等过程的天然实验室，而且是检验地壳增厚、地幔岩石圈对流剥离和中-下地壳流动等各种大陆动力学模型的理想地区。横垣在中国西南的青藏高原，对中国、亚洲乃至全球的气候产生巨大影响，比如黄土高原的形成、亚洲季风以及全球海水化学特征等。因此，青藏高原是何时、以何种方式抬升到现今高度和规模的，一直是地质学家乃至全人类共同广泛关注的科学问题。

01.从整体隆升到差异隆升的高原认知转变

早在1964年施雅风和刘东生两位先生在第一次青藏高原科考活动中，在希夏邦马峰北坡上新世野博康加勒地层中发现的高山栎等植物化石，首次提出上新世以来喜马拉雅山已抬升到3000m(施雅风和刘东生,1964)。上世纪九十年代以来西方学者提出青藏高原在更早的8Ma或13Ma已经达到现在的高度（如Harrison et al.，1995等）。然而早些年的研究都没有提出青藏高原隆升地理分布上的差异，也没有涉及中新世以前的隆升记录，或者说早期的研究是把青藏高原作为一个整体来考虑其隆升过程的(王成善等,2009)。

值得注意的是，李吉均等(1979)根据高原隆升所导致的地表生物与环境的变化和相关沉积记录，首先提出了时间上分阶段隆升的观点，将青藏高原隆升划分为3个阶段幕式隆升和2次夷平作用。青藏高原在空间上的差异隆升直到22年前才被钟孙霖教授(1998)根据羌塘地体东西部高钾质熔岩的喷发时间差异性而提出。随后，Tapponnier et al.(2001)基于大陆岩石圈斜向俯冲模式提出了青藏高原逐渐向北生长的猜想，Rowley and Currie(2006)则通过氧同位素古高程研究进一步认可了“青藏高原可能在印度亚洲碰撞之后，开始由南至北逐步隆升”这一模型。然而，王成善等(2008)总结沉积学和低温热年代学等地质数据后，提出一个全新的模型，即青藏高原在拉萨、羌塘等中部地区率先隆起，在40Ma左右形成现今高度的“原西藏高原”，再分别向南北两侧生长（图2）。刘晓惠等(2017)在总结并对比了青藏高原的各个块体的古高程研究成果后，进一步证实了青藏高原差异隆升的模型。

图2青藏高原差异隆升过程

据Wang et al.（2008，2014）修改

02.青藏高原的概念与古高原命名的必要性

既然青藏高原是由多阶段多个部分通过差异隆升形成的，那么，其中一个关键问题就是，什么地方在什么时候才能开始称青藏高原？王成善等(2009)认为“无论从地形上，还是构造上，使用喜马拉雅和西藏高原这两个术语来代表青藏高原主要部分更科学”。其中，西藏高原应包括昆仑山以南、喜马拉雅山以北、横断山脉以西、喀喇昆仑山脉以东的广大地区，但不包括昆仑—祁连盆岭区。因此，大家常说的“青藏高原”是指西藏高原和喜马拉雅山脉等形成后的一个现代地理与构造单元。

青藏高原形成之前的高地形单元是否可以叫做青藏高原呢？毫无疑问，它们的隆升历史以及自身已经成为了现今青藏高原的一部分，但是把西藏高原与喜马拉雅山脉就位之前的局部隆升高地形叫做青藏高原是不恰当的。因此，“原西藏高原”(Wang et al.,2008)、“拉萨高原”(Kapp et al.,2005)、“北拉萨高原”(Lai et al.,2019)等带有时空内涵的名词提法是很有必要且合理的。

03.青藏地区早期的古高原在哪里？什么时候开始的？

随着古生物化石、氧同位素、氢同位素、团簇同位素、玄武岩气泡等途径精确获取古高程方法的研发与运用，青藏高原取得了一大批关于古高程的数据。基于这些数据，越来越多的学者认识到，作为世界上最高的青藏高原是多部分多阶段差异隆升而形成的。那么某个时期某个古高原或古山脉何时何地开始隆升的？这个看似简单的问题在青藏高原隆升的研究领域一直缺乏高度认可的解决方法与回答。

对拉萨地体中北部晚白垩世陆相地层的沉积学、岩相学、沉积时代和物源分析等综合研究基础之上。我们发现印度-亚洲大陆碰撞存在晚白垩世的古高原，并且准确约束了该古高原初始隆升的时空范围（Lai et al.,2019）。

通过多次青藏高原野外地质调查发现，青藏地区中部存在东西向＞1000公里范围内断断续续分布着达雄组和竟柱山组一南一北两条狭长的陆相砾岩带（图3）。

图3拉萨地体地质简图，指示竟柱山组和达雄组两条砾岩带的分布以及实测剖面位置，改自Lai et al.(2019)

年代学与沉积学分析表明，北边的竟柱山组和南边的达雄组(Sun et al.,2015)是同时同步演化的（图4）：二者均是沉积于快速沉积、短距离搬运的冲积扇-辫状河体系，共同经历了最初海-陆环境的快速转变。沉积期从早期辫状河主导兼有冲积扇中远端沉积，逐步加强到冲积扇扇根的环境，晚期又逐渐变弱为辫状河砂泥岩兼冲积扇远端砾岩为主的沉积。竟柱山组和达雄组砾岩带的广泛分布与同步演化暗示晚白垩世时期的青藏地区有某个重大地质事件的发生。

图4晚白垩世同时同步演化的达雄组和竟柱山组，改自Lai et al.(2019)。

出现上述沉积体系既可以是盆地裂陷沉降，也可以是高原或高山的突然隆起。那么，到底是什么事件导致竟柱山组和达雄组的同时同步出现呢？古水流、砾石成分统计、砂岩碎屑分析和碎屑锆石U-Pb年龄峰及原位Hf同位素等物源区分析结果表明，南北两套砾岩带的物质均来自两条砾岩带之间的中北拉萨地体，也就是说竟柱山组与达雄组两条砾岩带之间出现了一个高地物源区而非沉降盆地。我们可以想象，这个晚白垩世古高地出现以后，分别向南、向北发育水系同时大量输送碎屑物质给古高地外围的竟柱山组与达雄组。班怒带以南的北拉萨北缘位置在～99Ma前接受北边来的物源供给，但是在～96-93Ma之后这些位置开始记录南侧的中北拉萨地体的碎屑供给，这种物源区的180°转变进一步证实竟柱山组以南的地区抬升为剥蚀高地。

除了沉积学的证据，前人的构造和岩浆岩研究结果（图5）同样支持古高地的存在：紧邻竟柱山组南侧发育了与竟柱山组沉积同时代的向北逆冲的改则-色林错断裂；相应地，在措勤盆地，紧邻达雄组北侧同期发育了一条99-92Ma向南逆冲的古古拉冲断带；两条砾岩带之间在晚白垩世以来这一古高地广泛出现了>50%的南北地壳缩短；广泛分布的～94–88Ma的富镁和埃达克质的岩浆作用（图5）则反映了这个物源区高地的下地壳在晚白垩世早期发生了普遍性加厚及其随后的拆沉过程。沉积学、构造、岩浆作用等研究成果共同支持竟柱山组与达雄组之间的东西走向的古地很可能是一条被忽略的陆内高地，且在印度-亚洲陆陆碰撞之前的晚白垩世早期发生了初始地表隆升。Lai et al.(2019)将这条在冈底斯以北班怒带以南区域新发现的中北部拉萨地体里的隆升高地，命名为“北拉萨高原”（图6）。

以最外围的同造山期的砾岩带与冲断带作为北拉萨古高原初始隆升的边界标志，将北拉萨古高原的地理分布约束在在冈底斯山脉以北、班怒带以南的区域：这一区域现今南北残留宽度达～80-150km，东西残留长度超过1000km（图5）。如果将后期至少50%南北构造缩短（图5）还原回去，那么这一古高原当时面积估计超过16万km2。

还有一个问题，北拉萨古高原地表初始隆升的时间是什么时候开始的呢？最高海相层在93-92Ma结束、早期形成的山前冲积扇砾岩层中92Ma火山灰、物源区在96-92Ma期间180°转变等地质学证据共同精确地约束北拉萨高原的地表初始隆升开始于～92Ma（图6）。

图5北拉萨高原地理分布构造简图，包括埃达克岩浆作用分布、南北构造缩短、冲断带等信息（改自Lai et al.,2019）。缩写代号：K2-晚白垩世；P-古近纪。

04.晚白垩世北拉萨古高原的出现说明了什么？

晚白垩世早期发生的北拉萨高原的初始隆升这一重要的区域性地质事件，要晚于其北侧的班怒带和南羌塘的早白垩世抬升，但比其南部的冈底斯弧在晚白垩世晚期-新生代的构造隆升要早。青藏高原的早期隆升历史细节还需待更多地质学证据的获取后才能真正重建出来。

此外，北拉萨高原的构造背景、古地形、地理位置等方面（图6）与1000万年前中安第斯高原的早期隆升表现出很多的相似之处，据此推测北拉萨高原可能是大洋俯冲阶段的类似安第斯型高原在青藏地区早期生长阶段的体现。

图6拉萨地体古地貌演化卡通图(改自Lai et al.，2019)。(a)Aptian–Cenomanian (120-93Ma):拉萨地体上大部分地区主要为残留陆表海，拉萨地体中部以及冈底斯弧为陆地剥蚀区;(b)Turonian早期(～92Ma):北拉萨高原开始全面的初始隆升.BNSZ-班公湖-怒江缝合带;SQ-南羌塘地体;GST-改则-色林错冲断带;GLT-古古拉冲断带;IYSZ-印度河-雅鲁藏布江缝合带;SGAT-狮泉河-改则-安多冲断带。

青藏高原的隆升历史尽管取得了重要进展，但是距离我们清晰地解开她迷人的面纱还有很长的路要走，我们需要更多学科、更高质量的数据来共同解译。

本文作者赖文博士系南京大学助理研究员。

本文属作者本人的理解，欲知更多详情，请阅读以下原始文献：

主要参考文献

【1】Chung, S.L. et al., 1998. Diachronous uplift of the Tibetan plateau starting 40 Myr ago. Nature, 394(6695): 769-773. 

【2】Harrison, T., Copeland, P., Kidd, W., 1995. Activation of the Nyainquentanghla shear zone: Implications for uplift of the southern Tibetan Plateau. Tectonics, 14: 658- 676. 

【3】Kapp, P., Yin, A. et.al., 2005. Cretaceous-Tertiary shortening, basin development, and volcanism in central Tibet. Geological Society of America Bulletin, 117(7-8): 865-878. 

【4】Lai, W. et al., 2019. Initial growth of the Northern Lhasaplano, Tibetan Plateau in the early Late Cretaceous (ca. 92 Ma). GSA Bulletin. 

【5】Rowley, D., Currie, B., 2006. Paleo-altimetry of the Late Eocene to Miocene Lunpola basin, central Tibet. Nature, 439: 677-681. 

【6】Sun, G., Hu, X. et al., 2015. Late Cretaceous evolution of the Coqen Basin (Lhasa terrane) and implications for early topographic growth on the Tibetan Plateau. Geological Society of America Bulletin, 127(7-8): 1001-1020. 

【7】Tapponnier, P. et al., 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau. Science, 294(5547): 1671-1677. 

【8】Wang, C. et al., 2008. Constraints on the early uplift history of the Tibetan Plateau. PNAS, 205: 4987-4992

【9】李吉均等,1979.青藏高原隆起的时代,幅度和形式的探讨.中国科学A辑,6:608-616.

【10】刘晓惠,许强,丁林,2017.差异抬升:青藏高原新生代古高度变化历史.中国科学:地球科学,47(1):40.

【11】施雅风,刘东生,1964.希夏邦马峰地区科学考察初步报告.科学通报,10:928-938.

【12】王成善等,2009.西藏高原与喜马拉雅的隆升历史和研究方法:回顾与进展.地学前缘,16(3):1-30.