青藏高原的面状地貌与隆升过程

发布网友 发布时间：2022-04-25 03:18

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1.青藏高原的夷平面与新生代隆升

20世纪70年代初开始的青藏高原大规模地貌考察，取得的重要成果之一是确认了青藏高原上存在两级夷平面(李吉均等，1979；徐叔鹰等，1981；杨逸畴等，1983；Frank et al.，1994)，即山顶面和主夷平面。在高原的外围地区，除了这两级夷平面以外，还有一级高度更低、仅发育到中年期地形就停止的剥蚀面，其分布与现代流域格局有关，主要形成于第四纪早期。

山顶面(Summit surface)是较高的一级夷平面，一般分布在各大山脉的顶部，保存面积较小，大部分成为现代平顶冰川和古冰帽的发育中心。在青藏高原主体部分，它的海拔高度为5500m以上，在周围地区高度降低，但也多在4000m以上。

主夷平面(Main surface)是分布较广、保存面积较大的一级夷平面。它普遍出现在各大河流的源头及河间分水岭地带，构成青藏高原及其外缘山地的主体，故称主夷平面。在青藏高原中心地带主夷平面高4500m以上，至高原外围山地高度降至3200～3500m。上述两级夷平面在青藏高原各地可普遍见到，甘肃南部的甘南高原是青藏高原的重要组成部分，它位于黄河重要支流——洮河与大夏河的源头。微弱的切割使山顶面和主夷平面都得到了较好的保存(图3-14)。海拔4000～4200m的山顶面仅分布在最高的太子山地区，面积狭小。以美武高原地区为代表的主夷平面构成甘南高原的主体，海拔3500～3600m。两者之间隔以大的地形斜坡，不像是断层错动与岩性控制的结果。主夷平面切削的地层主要为古生代地层和花岗岩侵入体，其高度与东侧莲花山一带的新近纪红层堆积顶面(3500m)十分接近。

图3-14 甘南高原和临夏盆地地貌-地层关系与大夏河阶地横剖面图

(据李吉均，1998)

据Lehmkuhle研究，若尔盖以上的黄河最上游流域两级夷平面也较清楚。主夷平面在玛多附近的黄河源区海拔4300m以上，向东至若尔盖盆地周围降至4000～4200m。山顶面高出主夷平面200～300m，残留在各山峰所在地区，如阿尼玛卿峰和年保玉则山附近，成为第四纪冰帽发育的地形依托(郑本兴等，1995)。

在唐古拉山地区山顶面5600m以上，其上的山峰高度可达5800m，是现代冰川的发育中心。它切削的地层主要为侏罗系的灰岩、砂岩以及花岗岩侵入体，部分地区被中新世火山熔岩覆盖(徐叔鹰等，1981a)。主夷平面自唐古拉山体中心5300m向两侧山前地带逐渐降低至5000m左右，反映以后山地上升的拱曲变形作用(徐叔鹰等，1981b)。它切削的地层主要为侏罗系灰岩和古近系紫红色碎屑岩，其上有溶洞、低矮石林等古岩溶发育(崔之久，1981)。

除上述几个典型地区外，在祁连山、念青唐古拉山、可可西里山、昆仑山中西段和喜马拉雅山等地区都有山顶面和主夷平面的清楚分布(徐叔鹰等，1986；崔之久等，1996a；李吉均等，1979)。

上述山顶面切削的最新地层是始新统沉积岩和古近纪早期侵入岩体，这在冈底斯山可以看到，花岗岩体的侵入年代为45Ma，由此看来它应晚于始新世。此山顶面上，在藏北一些地区覆盖有第二期火山熔岩；在布尔罕布达山覆中新统地层(崔之久等，1996b)，所以它应早于新近纪。由此推断，山顶面形成于24Ma以前的渐新世晚期。

主夷平面普遍切削了古近纪沉积，因此它应在渐新世之后。在青藏高原及其周围山地主夷平面上普遍发育古喀斯特溶洞。崔之久等(1995，1996a)最新得到的古溶洞中新生方解石的裂变径迹年龄在19～7Ma间。陈文寄等(1996)对念青唐古拉山峰东侧岩体做的多重扩散域模式分析表明，冈底斯块体在约8Ma以来有快速隆升事件，而在18～8Ma间的中新世期间，冈底斯块体则处于相对稳定状态。陈文寄等(1997)对哀牢山-红河剪切带的多重扩散域和裂变径迹的研究，丁林等(1995)对东喜马拉雅地区聂拉木花岗岩的裂变径迹年龄研究，Corrigam等(1992)对Bengal扇沉积进行的磷灰石裂变径迹分析，Kazuo Amano等(1992)对远Bengal扇钻孔岩心所做的矿物组合分析，得出喜马拉雅地区中新世末(7～8Ma)快速隆升、而中新世中期相对稳定的结论。在沉积速率上，临夏王家山剖面5～3.4Ma沉积速率最低，说明上新世中期主夷平面还在发育之中。甘肃南部的武都地区位于青藏高原边缘，白龙江河谷两岸保存着大面积的夷平面。海拔2800～3000m的平坦面是山顶面。主夷平面高度为2400～2500m，其上发育典型峰丛和大型岩溶洼地。出现于岩溶洼地沉积的三趾马动物群主要包括巴氏似剑齿虎(Epimachariros palandi)、缟鬣狗(Hyaena sp.)、始密獾(Eomelliυora sp.)、貂(Martes sp.)、古中国对角犀(Diceratherium cf.palaeosinensis)、额鼻角犀(Dicerorhinus sp.)、大唇犀(chilothetium sp.)、平齿三趾马(Hipparion platyos)、斯氏马颌兽(Chleuastochoelus stehlini)、始柱角鹿(Eostyloceros blainυillei)、麂(Muntiacus lacustris)、河南兽(Honanotherium sp.)、双角鹿(Dicroceros sp.)和古麟(Palaeotragus sp.)等(邱铸鼎，1979；邱占祥等，1987)。大部分动物为晚中新世的代表分子，个别动物如平齿三趾马可延续到4～5Ma的上新世初(钱方等，1991；薛祥熙等，1995)。因此从这一动物群化石资料看，主夷平面的形成时代应在上新世初。在甘南高原主夷平面与下陷盆地中的新近纪地层，高度十分接近，因此新近纪地层可以看作主夷平面的相关沉积，说明主夷平面结束于3.4Ma前。应当说明主夷平面上7Ma岩溶停止发育并不代表夷平作用终结，主要是由于气候变干所致。

2.盆地沉积演化显示的隆升阶段性

李吉均等(1995)对临夏盆地沉积历史的研究表明，3.4Ma以前临夏盆地基本是以泥岩和粉砂岩沉积为主，夹少量薄层细砾岩的河湖相沉积旋回，砾径多小于1～2cm，表明当时的地形反差并不大，构造在大多数时间里相对平稳。

3.4Ma临夏盆地河湖相细粒红色沉积结束，在近山前堆积了60多米厚，直径达1～2m的洪积巨砾岩和泥石流沉积(积石组)。在离太子山较远的王家山一带，仍有52m相当0.7Ma的地层缺失，并在其上堆积了厚30m，直径达10～20cm的砾石层，砾石多为大量早先砾石层中少见的花岗岩。反映从3.4Ma开始，甘南高原开始强烈隆升，早先连通的甘南高原主夷平面——临夏盆地红层沉积面开始解体，南部高原地区花岗岩基底被抬升到相当高度。与此相对应，从3.4Ma开始，在河西走廊和塔里木盆地南缘出现巨厚的玉门砾岩和西域砾岩，取代早先的粉砂、泥岩沉积(李云通等，1984；黄华芳等，1993；Liu et al.，1996；Deng，1996)；横断山脉中，各主要断陷盆地沉积物的年龄普遍小于3.4Ma，且在盆地底部存在一个相似的代表夷平面的厚层红土型风化壳(陈富斌，1992)；昆仑山垭口断陷形成盆地，在一厚层红土风化壳上沉积了一套200多米厚的惊仙谷组山麓冲积扇砾岩。所有这些显示，从3.4Ma开始的强烈隆升不仅是黄河上游地区的一个重要的抬升事件，而且在青藏高原普遍存在，是一个区域性的引起整个青藏高原隆升的构造事件。李吉均等(1995，1996)将从3.4Ma开始的这一构造运动称之为青藏运动。以青藏高原整体隆升、主夷平面瓦解、形成大型断陷盆地和浅色沉积代替红色沉积为特色，并将其分为A，B，C三幕，3.4Ma的构造运动为A幕，2.5Ma为B幕，1.7Ma为C幕。

在临夏盆地2.5Ma的青藏运动B幕表现为积石砾石层的变形和东山古湖的形成。这次隆升强度较小，东山组与积石组间的地层缺失量非常少，约100～300ka，且仅在湖边地区，在湖心是连续的。

1.7Ma的青藏运动C幕抬升，使得临夏东山古湖在1.65Ma被切穿排干，黄河得到相当发展，在古湖沉积面上形成井沟头组砾石层。在兰州盆地，在主夷平面之后的一级山麓剥蚀面上广泛覆盖一套洪积扇砾岩，即甘肃期准平原(陈梦熊，1947)，其上再覆盖一层150多米厚的黄土，古地磁和石膏裂变径迹测年表明，洪积砾石层形成于1.8Ma，其被河流切割的时代约为1.7Ma，紧接着黄河出现，并于约1.63Ma再度强烈下切，形成黄河最高的第七级阶地(朱峻杰等，1995)。1.7Ma的青藏运动C幕强烈的构造运动和高原抬升导致黄河开始形成。

3.黄河阶地显示的阶段性隆升

1.7Ma青藏运动C幕的构造运动和高原抬升之后，青藏高原整体轮廓、构造沉积格局和当今重大水系格局均已基本形成(施雅风等，1998)。其后的高原隆升阶段性主要表现为河流的阶段性下切、袭夺和溯源侵蚀、扩展水系的源头及形成一系列阶地。黄河上游地区1.7Ma以来的隆升阶段性也通过沿黄河发育的一系列阶地得以表现。

马寅生等(2003)对黄河玛曲段的调查和测量显示，黄河玛曲段共发育5-级阶地(图3-15)。各级阶地特征如下：

图3-15 黄河玛曲阶地横剖面

一级阶地高出河床8.5m，阶地面很平，阶地宽超过300m，为堆积阶地，阶地顶部发育一层20～30cm厚的一层细砂，阶地斜坡上为粉砂和粉质粘土，夹砂砾层，水平层理。阶地底部以砂砾石为主。

二级阶地高出一级阶地4.0m，阶地较窄，一般为几米到十几米宽，为堆积阶地，阶地顶部发育一层50cm厚的腐殖土，阶地斜坡主要为粉砂和细纱，夹砂砾层，底部为砂砾石。

*阶地比二级阶地高出7.5m，阶地很宽、很平，一般宽度在350～400m，属堆积阶地。阶地底部为60cm厚的一层砂砾石，之上有一层15cm厚的含砂砾石透镜体的细砂层。再上为细砂、粉砂和粘质粉土，阶地顶部发育一层厚1.2m的腐殖土。

四级阶地高出*阶地20m，宽度可达100m，为基座阶地。阶地基座地层为上新统红土坡组紫红色砾岩，基座顶面起伏不平，在基座顶面凸起的部位阶地面直接为砾岩基岩面，在基座顶面较低洼的部位基岩面上发育一层很薄的紫红色粘土风化壳，风化壳之上堆积有一层砂砾石，砂砾石之上为细砂和粉砂。在有砂砾石堆积部位的阶地顶部常常发育一层几十厘米厚的腐殖土。

五级阶地比四级阶地高26m，宽达200m，为侵蚀阶地，阶地面为上新统红土坡组紫红色砾岩，阶地面若有起伏，阶地面上未见堆积物，仅在部分低洼部位基岩面上有很薄的一层腐殖土。

采用光释光(OSL)测年方法对阶地堆积物进行测年，获得各级阶地的形成时代：一级阶地顶部年龄13.70±0.67ka，二级阶地顶部年龄32.68±2.30ka，*阶地顶部年龄42.63±2.04ka，四级阶地顶部年龄67.99±2.36ka，四级阶地底部砾石层之上的年龄为85.63±8.60ka。

施雅风等(1998)认为黄河循化段发育有5级阶地(图3-16)，每级阶地基座上都发育堆积物，尤其是五级阶地上的堆积物最厚，可达280m。在五级阶地上的堆积物下部是厚达140m的山麓洪积扇砾岩、泥石流和河流砾石层，时间跨度为1.1～0.8Ma(施雅风等，1998)，上部为黄土堆积。五级阶地面距现今黄河河床高达700多米。

图3-16 黄河循化阶地横剖面

(据施雅风等，1998)

经李吉均(1991，1996，2001)、潘宝田(1991)等人研究，黄河兰州段共有7级阶地(图3-17)，各级阶地上均有厚度不等的黄土覆盖，各级阶地的形成时代分别为1.7Ma B.P.(T₇)，1.5Ma B.P.(T₆)，1.2Ma B.P.(T₅)，0.6Ma B.P.(T₄)，0.15Ma B.P.(T₃)，0.06Ma B.P.(T₂)和0.01Ma B.P.(T₁)。最高的七级阶地之上是一级山麓剥蚀面，其上覆盖一层厚薄不均的山麓洪积相砾石层，砾石层中所含石膏的裂变径迹年龄为1.86Ma B.P.(朱俊杰，1994)。

图3-17 黄河兰州阶地横剖面

(据施雅风等，1998)

经田勤俭(1998)研究，黄河中卫段发育9级阶地，除一级阶地为堆积阶地外，二至九级阶地均为基座阶地，并且每级阶地上都堆积着厚度不等的沉积物。第一级阶地砾石层之上覆盖的土状堆积底部的¹⁴C年龄为4.735±0.05ka B.P.(韩文峰等，1993)；二级阶地¹⁴C年龄为17.92±0.695ka B.P.(韩文峰等，1993)；*阶地顶部光释光(OSL)年龄为68.7±5.1ka B.P.(田勤俭，1998)；四至九级阶地顶面年龄根据阶地堆积物砾石表面钙膜厚度估算分别为140ka B.P.，230ka B.P.，340ka B.P.，340ka B.P.，490ka B.P.和720ka B.P.。

综上所述，自1.7Ma黄河形成至今，上游河段阶地发育最多的地方共有9级阶地，而且越向下游，有阶地级数越多的趋势。如果黄河下切的程度可以近似地反映高原隆起的幅度，那么，沿黄河上游河段黄河阶地的发育程度表明，1.7Ma以来，黄河上游地区经历了6个较快的隆升阶段，分别发生在约1.5Ma，1.1Ma，0.6Ma，0.15Ma，0.05Ma和0.01Ma，其中以1.1Ma，0.6Ma和0.15Ma 3个阶段隆起更强烈。

上述青藏高原地区的隆升史完全与华北地区的唐县期夷平面发育史有良好对应关系。