青藏高原東南緣的新生代盆地古高度重建研究與進展

唐茂云 劉 靜 李翠平 王 偉 張金玉 許 強

1)重慶市地震局，重慶 401147 2)成都理工大學，地球科學學院，成都 610059 3)天津大學，表層地球系統科學研究院，天津 300072 4)中國地震局地質研究所，地震動力學國家重點實驗室，北京 100029 5)西南石油大學地球科學與技術學院，中國石油天然氣集團有限公司碳酸鹽巖儲層重點實驗室 西南石油大學分室，成都 610500

0 引言

新生代印度板塊與歐亞大陸的碰撞與隨后的持續會聚改變了高原內部及周邊的巖石圈構造和應力展布，導致了青藏高原的大規模隆升(Molnaretal.，1975，1993； 常承發，1982； Deweyetal.，1988； Nelsonetal.，1993； Yinetal.，2000； Wangetal.，2008)，并深刻影響著亞洲乃至全球尺度的大氣環流以及中亞內陸的干旱化格局(Raymoetal.，1992； Molnaretal.，1993； Lietal.，1995； Anetal.，2001； Guoetal.，2002； 安芷生等，2006)。因此，高原的生長與擴展過程是聯系深部地球動力學、氣候效應和地貌演化三者之間耦合關系的重要紐帶。而青藏高原東南緣因在新生代期間獨特的地質構造演化過程(Liu-zengetal.，2008； Hokeetal.，2014； Lietal.，2020b)，其隆升歷史無疑是窺探青藏高原隆升變形過程的重要窗口，也是檢驗青藏高原隆升機制方面的 “下地殼流”和 “板塊擠出”等不同動力學模型的重要突破口。

古高度量化是高原地貌演化研究的前沿和熱點，也是約束高原隆升動力學機制的重要手段。前人曾通過古高度的重建對青藏高原新生代的隆升方式和幅度提出了很多重要認識(施雅風等，1964； 李吉均等，1979； Wangetal.，2008)。受大氣水源、季風環流模式以及其他約束的限制，已有研究進行古高度構建的區域大多集中在青藏高原的中—南部(Garzioneetal.，2000a； Rowleyetal.，2001，2006； Spiceretal.，2003； Currieetal.，2005； Cyretal.，2005； DeCellesetal.，2007； Polissaretal.，2009； Sayloretal.，2009； Xuetal.，2013； Dingetal.，2014)。近年來，隨著對古高度量化過程中一些假設條件的進一步發展(Eileretal.，2004； Hrenetal.，2009； Bershawetal.，2012； Dingetal.，2014； Lichtetal.，2014； Lietal.，2018)以及對地層年代學的新認識(Gourbetetal.，2017； Linnemannetal.，2017)，在青藏高原東南緣的新生代古高度演化研究方面也涌現出了許多重要研究成果(Hokeetal.，2014； Li S Yetal.，2015； Gourbetetal.，2017； Tangetal.，2017； Hoke，2018； Xiongetal.，2020)(圖1)。本文對近年來青藏高原東南緣典型新生代盆地古高度定量研究方面取得的新進展和新認識進行了系統的梳理與總結，歸納了青藏高原東南緣新生代地表隆升過程的空間分布及特征，并進一步討論了該區新生代古高度的演變過程及相關動力學機制的問題。

圖1 青藏高原東南緣地貌與構造圖Fig. 1 Geomorphology and structure map of the southeastern Tibet Plateau.NQ 囊謙； GJ 貢覺； MK 芒康； LM 黎明； JC 劍川； LP 蘭坪； EY 洱源； NH 怒河； YY 鹽源； LC 臨滄； XF 先鋒； XLT 小龍潭。①Zhang et al.，2017； ②Liu-zeng et al.，2018； ③Xu et al.，2000； ④Clark et al.，2005； ⑤Zhang et al.，2016； ⑥Wang et al.，2012； ⑦Wang et al.，2017

1 青藏高原東南緣的地貌特征

構造變形復雜多樣和氣候過程的疊加作用，使得青藏高原東南緣形成了獨具特色的地貌格局。與青藏高原周邊的其他高陡地貌邊界帶相比，如喜馬拉雅、西昆侖、祁連山和龍門山，青藏高原東南緣的地貌邊界截然不同，而是存在一個從NW向SE逐漸降低的地形過渡帶(Fieldingetal.，1994； Clarketal.，2006； Liu-zengetal.，2008； 吳貴靈等，2019)，在水平跨距約1i000km的范圍內，區域平均海拔從青藏高原內部的約4i500m漸變到云貴高原區的約1i500m。在平面上，怒江、瀾滄江和金沙江在橫斷山脈縱谷的地區僅相距數十km并流經數百km，近平行穿越高原邊界，形成了舉世聞名的 “三江并流”的奇觀。此外，金沙江及其主要支流雅礱江和大渡河在雅礱—玉龍一線還出現了獨特的曲別針式大幅急轉。在縱向上，該區地形高差大且深切河谷發育，山脊溝谷的高程差最大可達3～4km。

前人基于構造地貌分析以及野外觀察發現，在三江并流的深切峽谷間夾持著一些海拔相對較高、起伏較微弱的殘留高地，而且這些殘留高地可向上追溯延伸至高原內部(Clarketal.，2006； Liu-zengetal.，2008)。部分學者認為，這些殘留面很可能是區域上連續的從高原內部延伸到中國南海的低海拔、低起伏的 “類夷平面”，因而可作為高原隆升的標志面(Clarketal.，2006)。而另有研究認為，青藏高原東南緣這種高海拔、低起伏的高原殘留面在雅礱江逆沖斷裂帶兩側的地貌特征存在顯著差異，高原面并沒有延續到雅礱逆沖斷裂帶以南的地區，而是止于與雅礱江逆沖帶或金河-箐河逆沖帶相對應的地形相對陡變帶處(劉靜等，2009)。最近的研究則進一步指出，青藏高原東南邊界存在明顯的臺階式構造地貌結構，其中一級邊界對應的木里-玉龍斷裂，控制了平均海拔約4i200m的高原面東南邊界，可能是漸新世—中新世早期構造抬升的結果； 二級邊界受中新世中期逆沖活動的金河-箐河斷裂控制，構成麗江—鹽源一帶海拔中等(約3i000m)且相對低起伏區域的東南邊界(吳貴靈等，2019)。

2 當前主要應用的古高度計

在針對地質歷史期間的區域古高度研究中，所使用的古高度計主要包括穩定同位素古高度計(Garzioneetal.，2000a，b； Rowleyetal.，2001)、古生物化石古高度計(Forestetal.，1999； McElwain，2004； Dengetal.，2012)、重力坍塌(Molnaretal.，1993)、玄武巖氣泡(Sahagianetal.，1994)、Δ47古氣溫-古高度計(Ghoshetal.，2006)、低溫熱年代學和古夷平面等。其中，穩定同位素和古生物化石及其衍生方法目前應用相對更為廣泛。

2.1 穩定同位素古高度計

早在20世紀40年代，Harold Urey就首先提出同位素分餾可提供有用的地質信息，從而奠定了穩定同位素的理論基礎。隨后，通過研究現代降水中穩定同位素的分餾過程及其影響因素，找到了一些穩定同位素分餾與地形變化之間的規律(Dansgaard，1964)，并被廣泛應用于古高度研究中(Garzioneetal.，2000a，b)。穩定同位素作為古高度計是建立在大氣水蒸汽、降水、降雪過程中氫氧同位素隨著高度增加而出現分餾的理論基礎之上(Rowleyetal.，2007)，其基本原理是利用大氣降水δ18Ow(SMOW)的高程效應，當降水氣團沿山坡上升時，由于穩定同位素的動力學分餾作用，重同位素優先進入液相，輕同位素留在氣相中，這就導致降水中的氧同位素值隨著海拔高度的升高而降低。因此，可利用地表水氧同位素值與高度的關系來估算古高度。

穩定同位素古高度計主要利用沉積地層中形成的古土壤碳酸鹽結核(DeCellesetal.，2007； Xuetal.，2013； Hokeetal.，2014； Li S Yetal.，2015; Tangetal.，2017)、自生湖相碳酸鹽(Quadeetal.，2007； Murphyetal.，2009； Sayloretal.，2009)、含水硅酸鹽(Mulchetal.，2007)、生物標志化合物(Polissaretal.，2009)、動物牙齒(Wangetal.，2006； Xuetal.，2010)以及貝殼化石(Murphyetal.，2009； Sayloretal.，2009)等各類替代指標重建古降水同位素組成，再根據地表水氧同位素值(δ18Ow)隨海拔變化的經驗關系式(Garzioneetal.，2000b； 丁林等，2009； Xuetal.，2014； Tangetal.，2017)或模擬的理論關系式(Rowleyetal.，2001，2007)來量化構建古高度。目前穩定同位素古高度計已廣泛應用于北美西部盆嶺省、安第斯高原、新西蘭阿爾卑斯山脈以及青藏高原等地區的古高度構建，盡管在重建過程中還面臨著許多不確定性問題(Poageetal.，2001； Mulch，2016)，但該方法的可靠性及其中的一些關鍵因素在近20a來得到了顯著的完善和提升，包括： 在水汽來源與運移路徑方面，對始新世季風的研究逐漸深入(Hrenetal.，2009； Bershawetal.，2012； Lichtetal.，2014)； 在碳酸鹽巖形成時的古溫度條件方面，由傳統的合理估值發展為采用二元同位素Δ47(Clumped isotope)對碳酸鹽巖形成時的古溫度記錄進行精確評估(Eileretal.，2004； Ghoshetal.，2006，2007)； 在同位素是否發生重置方面，發展了 “鏡下薄片檢驗”(Cyretal.，2005； Leieretal.，2009)、“二元同位素Δ47(Clumped isotope)”(Quadeetal.，2013； Lietal.，2018)、“礫石同位素”(DeCellesetal.，2007)和 “介形蟲化石紋層”(Dingetal.，2014)等多種物理和化學手段，可對同位素是否發生重置進行檢驗； 在提升古高度重建精度方面，形成了通過蒙特卡洛法對計算精度進行優化的新方法(Hokeetal.，2014)，使得計算結果的準確性得到進一步提高。

2.2 古生物化石

分析古生物化石是早期定量研究古高度的一個重要手段，該方法主要依據古動植物群落生長的古環境與其最相近的現代動植物類群的生長環境類似的原理，“將今論古”推測和測定古生物生長的氣象因子，從而可以間接或直接地定量—半定量化推斷古高度。青藏高原早期的古高度研究就起始于古生物化石研究。在1964年希夏邦馬峰科學考察中發現希夏邦馬峰北坡海拔約5i800m的上新世地層中含有高山櫟植物化石，通過物種最近親緣類比的方法半定量化推測喜馬拉雅地區上新世以來地表隆升了至少3i000m(施雅風等，1964)，之后的研究依據類似的方法也給出了相似觀點(徐仁等，1973； 李吉均等，1979)。但是，該結果當時忽略了新生代以來全球氣候變冷以及古生物較寬泛垂直生活帶的影響，使得相關結論存在很大的不確定性(Molnaretal.，1990)。隨著認識的深入，對古生物生長時期的古氣溫進行了校正，使得古高度的估算結果有所改進(Spiceretal.，2003； 鄧濤等，2011； Dengetal.，2012)，但仍存在著化石本身難以獲取以及化石年代難以準確界定的局限性。

除了上述早期的最近親緣種方法之外，以古生物化石為基礎，后期還衍生出許多其他定量—半定量的古高度研究方法。例如，Mosbrugger等(1997)提出了共存因子分析法(CA)； 周浙昆等(2007)用共存因子分析法對希夏邦馬峰高山櫟化石和南木林植物化石重新進行了古高度測算，獲得了與希夏邦馬峰不同的古高度結果以及南木林地區中新世后仍存在后期隆升的信息。Wolfe(1995)在共存因子分析法的基礎上，建立了多因子葉相分析方法(CLAMP)，可定量分析出生物化石的多種氣象因子變量，其中熱焓值(Enthaly)被廣泛用于古高度的定量計算中(Forestetal.，1999； Spiceretal.，2003； Jacquesetal.，2014； Suetal.，2018)。Spicer等(2003)利用南木林盆地中植物化石的熱焓值，計算得到該盆地在中新世(約15MaiBP)就已隆升至目前高度，這與穩定同位素古高度計結果較為相似(Rowleyetal.，2001)。之后，Su等(2018)利用相同方法對西藏芒康盆地的古高度進行了約束和重建，認為芒康盆地可能在漸新世就已達到了目前高度。

利用古生物化石進行古高度重建的研究仍在不停的探索中，目前有研究發現，化石植物葉片上的氣孔密度可以作為大氣CO2分壓的替代值，也可成為古海拔定量重建的重要指標，從而為古高度的演化提供重要約束(McElwain，2004； Kouwenbergetal.，2007)。

3 青藏高原東南緣新生代盆地的古高度特征

筆者根據青藏高原東南緣的地貌特征，結合前人開展古高度重建研究的典型新生代盆地的空間展布結果，根據現今地貌特征將青藏高原東南緣至云貴高原一線分為北段、中段和南段3個部分，分別對這3段中典型新生代盆地的古高度重建研究方面的主要成果與進展進行歸納總結(表1，圖2)，并以此盡可能地恢復出整個青藏高原東南緣不同段落的新生代隆升過程的時空分布及特征。

表1 青藏高原東南緣的古高度研究現狀Table1 The paleoaltitude research status of the southeastern Tibet Plateau

3.1 青藏高原東南緣北段

3.1.1 囊謙盆地

囊謙盆地位于羌塘地體東北緣、青藏高原東南緣北端，是由逆沖斷層控制的一個山間盆地，沉積地層包括晚白堊—晚始新世地層，主要為一套河湖相沉積，巖性以紫紅色砂巖、粉砂巖、泥巖、礫巖、碳酸鹽巖、火山巖為主(Hortonetal.，2002； Spurlinetal.，2005)，目前盆地的平均海拔約為4i000m。Li等(2018)采用穩定同位素古高度計，利用晚始新世(37～38MaiBP)地層中的湖相碳酸鹽巖氧同位素值，獲取了該盆地的該時期的高度信息，為了保證評估結果的準確性，首先通過顯微結構觀察，確保樣品中沒有明顯方解石脈； 之后，采用 “二元同位素”法(Clumped isotope)進行碳酸鹽巖形成時古溫度測試(Quadeetal.，2013)，再利用同位素值對比法(DeCellesetal.，2007； Tangetal.，2017)盡可能地排除同位素重置的可能性； 同時，通過數值模擬定性給出盆地不同水汽來源的參與比例，以優化古高度的評估結果。結果顯示，該盆地在晚始新世(37～38MaiBP)之前的最低高度約為2.7(+0.6/-0.4)km，與現今盆地的平均高度存在1～2km的高程差。Li等(2018)認為，這一高度差不排除由后期下地殼流引起的地表隆升彌補完成。

3.1.2 貢覺盆地

貢覺盆地位于青藏高原東南緣向高原內部延伸的過渡地帶(圖1)，盆地的平均海拔約為4i000m，為構造控制的NW-SE向狹長盆地，盆地內地層出露完整，發育了古近紀的貢覺組與然木溝組2套河湖相沉積地層，其中然木溝組一段地層為典型河流相，巖性以紫紅色礫巖、中砂巖、粉砂巖、粉砂質泥巖為主(圖2)。然木溝組二段地層多為砂泥互層，粒徑呈現向上逐漸變細的趨勢。然木溝三段則為典型湖相地層，以黃綠色泥灰巖為主(Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017； Xiongetal.，2020)。其中，然木溝一段地層中含有多層古土壤地層，并發育大量古土壤碳酸鹽巖結核。然木溝組二段地層中火山巖夾層的鋯石U-Pb(Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017)與40Ar-39Ar 定年(李忠雄等，2004)結果顯示，然木溝組二段的年齡約為43.2Ma。Zhang等(2018)利用碎屑鋯石年齡得到貢覺組和中下然木溝地層的年齡介于53～43Ma。Li等(2020a)利用磁性地層學方法開展了研究，認為然木溝組一段(E2r1)的年齡為64～56Ma，然二段(E2r2)為56～43Ma，然三段(E2r3)小于43Ma。Xiong等(2020)則進一步通過碎屑鋯石以及火山巖侵入體得到然木溝組一段(E2r1)采樣位置的年齡介于54～50Ma，然木溝組二段(E2r2)采樣位置的年齡介于44～40Ma。盡管年代測定存在一定的誤差，但多數研究認為然木溝一段應為早始新世地層，然木溝二段為中—晚始新世地層。

Tang等(2017)針對盆地然木溝組一段地層中古土壤結核的穩定同位素進行了研究，發現該盆地北部蘇達村附近剖面中的古土壤結核穩定同位素值未被或未完全被后期成巖作用所改造，保留了原始同位素信息，進而計算認為該盆地在古新世—早始新世可能具有不低于2i100～2i500m的海拔高度。由于該地區大氣水源的復雜性，高度評估結果可能存在低估，其高程上限難以限定，該盆地在古新世可能與現今高原海拔仍存在約1i500m的高差。Xiong等(2020)通過氣候數值模擬對貢覺盆地古水汽的來源比例進行了評估，同時采用二元同位素Δ47(Clumped isotope)對碳酸鹽巖形成時的古溫度記錄進行測定，從而進一步重新構建了然木溝組一段、二段地層的古高度。結果顯示，早始新世然木溝組一段地層高度僅約0.7(+0.8/-0.9)km，同時在該地區發現的棕櫚化石也顯示該地區當時海拔可能較低，推測為干旱的沙漠環境； 隨后受羌塘地塊與拉薩地塊俯沖碰撞作用的影響，上地殼縮短增厚，在中—晚始新世然木溝組二段地層沉積時該地區迅速隆升至約3.8(+0.8/-1.1)km。盡管Tang等(2017)和Xiong等(2020)針對貢覺盆地早始新世的高度在認識上存在一定差距，但不難看出，貢覺盆地至少在晚始新世就可能達到了現今的高度。

3.1.3 芒康盆地

芒康盆地位于貢覺盆地南部，西藏與云南交界的三江并流處，盆地呈NNW-SSE向展布，為拉分盆地，基底為白堊紀紅層，盆緣兩側邊界受逆沖斷層控制。盆地中拉烏拉組由一套高鉀質粗面巖夾褐煤及上覆河湖相灰黃、紫紅色粉砂巖、砂巖以及大量植物化石組成(圖2)(陶君容等，1987； 云南省地質礦產局第三地質大隊，1991； Suetal.，2018)。Li S Y等(2015)根據拉烏拉組地層中碳酸鹽巖樣品穩定同位素的古高度研究發現，該盆地在早中新世(23～16MaiBP)的高度達 3.8(+1.1/-1.6)km，與目前盆地的平均高度(約4i000m)較為相似。Su等(2018)利用葉相分析中的多因子法(CLAMP)獲取了拉烏拉組地層中植物化石的氣象因子(平均溫度和熱焓值等)，再利用其中的平均溫度和熱焓值對芒康盆地的古高度進行了約束和重建，獲得了拉烏拉組地層在約35MaiBP的高度為(2.9±0.9)km，約34MaiBP時達(3.9±0.9)km。盆地高程在約1Ma內出現約1km的快速隆升，該結果可能受高程計算中的不確定性影響較大。如果構造作用造成了抬升且地殼均衡，則1km的地表抬升對應著約6km的地殼增厚，而對于在短短的約1Ma的時間內形成如此量級的區域性構造事件而言，能夠證明其存在的證據是不足的。

在水汽氣團從海平面向內陸山腳下的長距離搬運過程中，穩定同位素中較重的同位素會發生虧損，被稱之為陸地效應(continental effect)，而青藏高原東南緣地區在始新世是否存在陸地效應目前仍存在爭議。Li S Y等(2015)根據現代降水與高度的經驗關系式認為，現代青藏高原東南緣的氧同位素存在陸地效應，而青藏高原東南緣的古地理研究顯示，該地區在始新世時期處于熱帶低緯度地區(Tongetal.，2017)。熱帶低緯度地區穩定同位素的陸地效應比中緯度地區要弱許多，甚至可能并不存在(Inseletal.，2013； Hoke，2018)。因此，不對芒康盆地的古高度結果進行陸地效應校正似乎更加合理，如此經重新評估后，其晚始新世古高度仍約為(3.8+1.1/-1.6)km，盡管該結果存在較大誤差范圍，但可以大致看出晚始新世芒康盆地的古高度已具有一定規模。

3.2 青藏高原東南緣中段

3.2.1 黎明—蘭坪—劍川盆地

黎明—蘭坪—劍川一帶位于橫斷山區，新生代地層序列較為完整。該區從老到新發育有古新世—早始新世勐野井組、早始新世寶相寺組、中—晚始新世九子巖組、雙河組、劍川組和上新世三營組(圖2)。其中，勐野井組以粉砂巖和泥巖為主，為濱淺湖沉積。寶相寺組地層以紫紅色礫巖和砂巖等粗碎屑沉積為主，其間夾鈣質粉砂巖及少量泥巖。九子巖組底部為淺灰色泥巖、泥灰巖，上部為微晶灰巖沉積，為濱淺海相沉積。雙河組主要為黃色鈣質泥巖、砂巖、礫巖以及含煤層沉積，為三角洲或湖相沉積。劍川組以灰色凝灰質砂礫巖、火山角礫巖為主，而上覆的三營組則以灰色砂巖、泥巖夾褐煤為主的河湖相沉積為主(云南省地質礦產局，1990； 沈青強等，2017； Sorreletal.，2017； 覃瓊等，2018)。該區的古高度研究成果相對較為豐富，但也存在明顯爭議。Hoke等(2014)對寶相寺組、雙河組和三營組3套地層中的碳酸鹽巖樣品進行的古高度重建結果顯示，古新世—早始新世寶相寺組地層對應的高度約為(2i650±300)m，晚始新世雙河組對應的高度約為(3i300±500)m，上新世三營組對應的高度約為(3i300±450)m。Li S Y等(2015)認為Hoke等在計算過程中未考慮陸地效應，經重新計算后得到劍川盆地雙河組地層對應的高度約為2i601(+802/-1i140)m。而Gourbet等(2017)對盆地中雙河組地層的年代進行了重新測定，發現該地層的年代為35.7～34.5MaiBP，之前認為中新世的雙河組應為晚始新世地層，甚至針對之前認為的上新世劍川組也有研究顯示其年代為晚始新世—早漸新世，可能與雙河組同時異相(劉鳳山等，2014)。地層年齡的重新確立將之前的高度結果向前推移了約15Ma。同時，Gourbet等(2017)還對碳酸鹽巖氧同位素(δ18Op)與古大氣降水氧同位素(δ18Ow)轉化計算過程中的古氣溫以及低海拔碳酸鹽巖氧同位素參考值進行了重新評定，并采用Rowley等(2001)提出的始新世氧同位素與高程的理論關系式，取代Hoke等(2014)和Li S Y等(2015)進行古高度重建時采用的現代氧同位素與高度的經驗關系式，重新進行了古高度重建，其計算結果顯示晚始新世雙河組的高度約為(2i800±1i000)m，這與之前Hoke等(2014)的結果較為相似。但如考慮陸地效應，則古高度值變為(1i200±1i200)m，遠低于之前的計算結果。與芒康盆地類似，劍川盆地在始新世的陸地效應并不明顯。因此，Gourbet等(2017)未進行陸地效應校正而計算得到的雙河組地層始新世古高度可能是較為合理的結果。

Wu等(2018)進一步通過對晚始新世(約36MaiBP)九子巖組和雙河組地層中碳酸鹽巖樣品中的氧同位素結果進行計算，獲得九子巖組的始新世高度為0.5～2.5km，雙河組為0.9～2.9km。另外，其采用共存因子分析法對雙河組中的孢粉化石進行系統分析后，計算得到其高度為1.3～2.6km，略微低于穩定同位素方法得到的結果。綜上，可以看出盡管古高度的構建存在一定的誤差，但前人多數的結果均顯示劍川盆地在晚始新世(雙河組)就已經獲得與現今較為相似的海拔高度。

3.2.2 洱源盆地

洱源盆地位于云南大理北部。前人開展古高度研究所采樣的地層為三營組，該地層為一套以砂泥巖夾砂礫巖和褐煤層為主的河湖相沉積。前人根據地層中的植物化石判定該地層可能為上新世地層(云南省地質礦產局，1990)，之后的磁性地層學研究揭示該地層最早的沉積始于晚中新世，地層年代介于7.6～1.8MaiBP(圖2)(Lietal.，2013)。Hoke等(2014)根據三營組地層中古土壤結核樣品中的氧同位素值，采用現代河流氧同位素與高度的經驗關系式計算該盆地上新世高度約為(2i750±700)m，與盆地目前的平均海拔高度較為相似。

3.2.3 鹽源盆地

鹽源盆地位于青藏高原東南緣橫斷山區，隸屬于四川涼山州。盆地為一個南厚北薄的楔形盆地，由盆地南緣向N傾且具有張性兼右行走滑性質的鹽源斷裂控制盆地發育，盆地中的鹽源組地層頂底皆為不整合接觸，為一套泥頁巖以及粉砂巖夾褐煤沉積的獨立構造層序(李勇等，2001)，動植物化石顯示其年代可能為上新世—更新世(Sietal.，2000)，該地層在區域上與麗江、大理地區的三營組具有較相似的沉積特征和年代特征(圖2)。Hoke等(2014)根據鹽源組地層古土壤結核樣品的氧同位素值，采用現代河流氧同位素與高度的經驗關系式，計算得到該盆地上新世的高度約為(2i400±1i100)m，與目前盆地的平均海拔高度較為相似。

3.3 青藏高原東南緣南段

3.3.1 怒河盆地

怒河盆地位于橫斷山脈東南的滇中地區。盆地中包含石灰壩組和小龍潭組地層，其中小龍潭組為一套含泥灰巖、泥巖、砂巖以及煤層的沉積序列(圖2)(張遠志，1996； Linnemannetal.，2017； Lietal.，2020b)。關于該盆地中的小龍潭組的年代，通過早期的動植物化石以及巖性地層對比認為其屬晚中新世(13～5MaiBP)。Hoke等(2014)根據地層中古土壤結核的氧同位素值，采用現代河流氧同位素與高度的經驗關系式進行古高度重建，結果顯示該盆地小龍潭組的古高度約為(1i000±800)m。

最近有研究通過小龍潭組中火山凝灰巖夾層的U-Pb年齡測定揭示，該地層的年代應為早漸新世((33±1)MaiBP)(Linnemannetal.，2017)，這將之前的古高度重建結果向前推了約20Ma。同時，地層中豐富的植物化石群顯示該區在早漸新世就呈現出植物多樣性，部分植物甚至延續至今，指示該區在早漸新世可能具有與現今相似的氣候特征和季風模式。該地層的年代被重新確立后，之前在古高度計算過程中采用的氧同位素-高程關系式和碳酸鹽巖形成時的古溫度等都需要重新評估。鑒于此，筆者繼續采用Hoke等(2014)測得的該地層中平均氧同位素值(δ18Op)-8.3‰。但對于碳酸鹽巖形成時的地層溫度，之前Hoke采用(MAAT+5)℃作為中新世時期碳酸鹽巖形成時的地層古溫度，而地層年代被推至早漸新世后，由于早漸新世古氣溫要顯著高于現代溫度，故采用(MAAT+10)℃((16+10)℃)作為碳酸鹽巖形成時的溫度。同時，使用基于熱力學理論分餾模型(Hokeetal.，2014)的氧同位素-高程關系式替代之前采用的現代小流域氧同位素-高程的經驗關系式，并對怒河盆地小龍潭組發育時的古高度重新進行了估算。結果顯示，該區早漸新世的高度約為(600±330)m，略低于之前的計算結果，并顯著低于現今的高度(約1.9km)。因此，筆者認為怒河盆地在漸新世期間應屬于低海拔地區。

Jacques等(2014)基于植物化石的熱焓值對距離怒河盆地約150km的云南尋甸縣先鋒鎮小龍潭組地層進行的古高度重建結果顯示，該地層發育時的區域古高度約為(1i936±901)m，與現今該地區的高度較為相似。這與怒河盆地漸新世小龍潭地層低海拔的特征形成了強烈反差，可能代表了局部的地貌起伏。但由于該地區的地層沒有較好的年代學約束，區域上可能存在同相異時的情況，因此不排除該結果反映著不同年代高度信息的可能。

3.3.2 臨滄盆地

臨滄盆地位于云南西南部，該盆地中的邦賣組主要為洪積-沖積扇相沉積，其底部為一套不整合于中三疊紀花崗巖之上的花崗巖碎屑沉積，向上漸變為一套泥炭沼澤-河湖泊相的砂巖、粉砂巖、煤層和硅藻土沉積(圖2)(戈宏儒等，1999； Jacquesetal.，2011)。該地層中的植物化石豐富，并被命名為 “臨滄古植物群”，根據區域上該地層上覆芒棒組地層中火山巖的 K-Ar 年齡推測，邦賣組地層的時代應介于11.6～3.8MaiBP(戈宏儒等，1999； 郭雙興，2011； Jacquesetal.，2011)，可能為晚中新世地層。Jacques等(2014)根據該地層中古植物化石的熱焓值獲得其沉積時的區域古高程約為(214±901)m，由于該結果的誤差范圍較大，仍需進一步的工作進行約束。

3.3.3 岔科-小龍潭盆地

岔科-小龍潭盆地為滇中地區近SN向曲靖左旋斷裂所控制的小型拉分斷陷盆地(Li S Hetal.，2015)，該盆地中的主要地層——小龍潭組不整合于三疊紀灰巖之上，以灰褐色泥巖夾雜褐煤為主，煤層中含有豐富的動植物化石，早期被定為中新世地層(云南省地質礦產局，1990)，最近的磁性地層學研究將其進一步限定在12.7～10MaiBP(Li S Hetal.，2015)。Hoke等(2014)基于該地區局部晚始新世地層中古土壤結核樣品的氧同位素值，采用熱力學理論分餾模型和現代河流氧同位素與高度的經驗關系式計算，均得到盆地始新世的古高度接近于海平面，遠低于現今該區的海拔。Jacques等(2014)采用植物化石熱焓方法對該盆地中的小龍潭組地層進行了古高度計算，結果顯示當時的高度為(530±901)m，比目前盆地的平均高度低近1i000m，但該計算結果誤差值較大，有待進一步驗證。Li S Y等(2015)對小龍潭組地層采用氧同位素高度計方法進行了重新計算，經陸地效應校正后計算得到盆地的高度為 1i645(+525/-747)m，與現今的海拔較為相似。因此，綜上所述，岔科-小龍潭盆地可能在晚始新世—早漸新世屬于低海拔地區，而在中新世隆升至目前的高度。

4 討論

4.1 青藏高原東南緣新生代的隆升過程

綜合青藏高原東南緣由北至南典型新生代盆地的古高度重建結果可以看出，其隆升過程較為復雜，可能與整個青藏高原相同，具有多階段、非均勻、準同生的特點。

多數研究認為青藏高原東南緣北段囊謙—貢覺一線在晚始新世(約37MaiBP)之前的平均高程就已至少隆升至約2.5km(Tangetal.，2017； Lietal.，2018； Xiongetal.，2020)，略低于拉薩地體和南羌塘地體構成的古高原(Wangetal.，2014)，與具有相似古地理環境的可可西里盆地晚始新世(36～38MaiBP)之前的古高度較為相似(Cryetal.，2005； Polissaretal.，2009； Dengetal.，2015； Miaoetal.，2016)，推斷囊謙—貢覺一線在晚始新世之前可能屬于羌塘地體中央分水嶺以北的地勢低地，與最近古生物化石證據揭示的班公-怒江縫合帶的研究結果較為相似(Liuetal.，2019； Suetal.，2019)。可可西里—囊謙—貢覺一線晚始新世發育的河湖相沉積以及古生物化石證據等也可佐證該區應為相對低地勢地區(Spurlinetal.，2005； Studnicki-Gizbertetal.，2008； Dengetal.，2012，2019； Xiongetal.，2020)。之后，隨著青藏高原漸新世—中新世的向N擴展，巴顏喀拉-松潘-甘孜地塊出現大規模隆升(Tapponnieretal.，2001)，可可西里—囊謙—貢覺一線也進一步隆升至目前高度(Dengetal.，2015； Sunetal.，2015)。

在唐古拉山東端的芒康至中段的黎明—劍川—蘭坪地區，盡管古高度結果存在一定的誤差，但大多數結果揭示其在晚始新世—漸新世之前可能已經達到目前高度，成為早期古高原的一部分(圖3， 4)。Hoke(2018)指出青藏高原東南緣從北至南(29°～23.5°N)始新世古土壤的碳酸鹽巖δ18O值存在7.7‰的差值，在盡量簡化的原則下，無論采用理論模型還是經驗公式，7.7‰的差值都對應著3.5～4.5km的高程差。因此，青藏高原東南緣中段與南段之間在始新世必定存在著巨大的地形起伏，可能與龍門山的陡峭邊界相似，為青藏高原東南緣的古邊界(圖4)。這與地貌因子分析的結果較為吻合，且該邊界可能受控于雅礱-玉龍斷裂帶(劉靜等，2009)。

圖3 青藏高原東南緣的古高度演化歷史圖Fig. 3 The paleoaltitude evolution history map of the southeastern Tibet Plateau.

圖4 青藏高原東南緣的高程演化過程(改自Royden et al.，2008)Fig. 4 The elevation evolution processes of the southeastern Tibet Plateau(modified from Royden et al.，2008).

在大理以南至小龍潭一線的南段地區，始新世古高度重建的結果揭示該區整體海拔較低，與目前的海拔存在約1i000m高程差，如怒河盆地中的小龍潭地層經重建后的早漸新世高度為(600±330)m，岔科-小龍潭盆地的高度甚至接近海平面(Hokeetal.，2014)，表明南段地區晚始新世—漸新世之前整體上屬于低海拔的地勢低地，并沒有發生明顯的地表隆升(圖3， 4)。而到晚中新世，南段地區古高度呈現出不同的隆升高度，如先鋒盆地中植物化石熱焓給出該地區的高度達(1i936±901)m，與目前盆地平均高度相似； 小龍潭盆地中的小龍潭組地層穩定同位素古高度結果也顯示出與現今相似的高度(Li S Yetal.，2015)； 而云南臨滄盆地的晚中新世植物化石熱焓則顯示該區海拔較低(Jacquesetal.，2014)(圖3)。但值得注意的是，小龍潭組中的植物化石熱焓古高度計算結果與穩定同位素古高度計算結果存在一定差異，植物化石熱焓古高度結果的誤差值較大。因此，這種隆升高度的差異，可能并非代表中新世南段地區地貌存在差異化隆升，而是由于計算結果不準確帶來的假象。

4.2 青藏高原東南緣隆升過程的動力學機制問題

青藏高原的動力學機制一直以來都是爭議的熱點，存在著許多觀點，如黏性薄板模型(Englandetal.，1986)、塊體擠出模型(Avouacetal.，1993； Tapponnieretal.，2001)和下地殼流模型(Clarketal.，2000)等； 而對于青藏高原東南緣的動力學機制而言，目前主要是后2種不同觀點的交鋒： 塊體擠出模型認為高原東南緣與高原南部同樣是最早形成的高原部分，該地區在長距離擠出過程中，在約15MaiBP前完成了峰期地殼縮短增厚和抬升，達到接近于目前的海拔高度； 而下地殼管流模式則認為，青藏高原中部下地殼在重力勢能的作用下，向高原東—東南緣流動(Roydenetal.，1997，2008； Clarketal.，2000)。該地區在抬升之前存在1個區域上延伸數千km的低海拔殘留面，約在中中新世(13～8MaiBP)，隨著中下地殼物質從高原中部向邊緣部位流動的拱抬作用而發生SE向的傾斜式抬升(Clarketal.，2005)。

從青藏高原東南緣目前獲得的古高度結果來看(暫且忽略計算結果精度的問題)，其北段以及中段地區的隆升過程，可以很好地用板塊擠出模型解釋。在此模式下，印度-歐亞板塊間或羌塘地塊與松潘-甘孜地塊的碰撞會聚使得該區域的上地殼縮短增厚，呈現早期(早始新世)隆升(Tapponnieretal.，2001)，這與囊謙盆地和貢覺盆地等新生代早期地層中發育的逆沖擠壓、褶皺變形以及生長地層等現象一致(Hortonetal.，2002； Spurlinetal.，2005； Studnicki-Gizbertetal.，2008； Tangetal.，2017； Li Letal.，2018； Li S Hetal.，2020a)，也與該區在早期(約51MaiBP)存在約43%的水平構造縮短(Spurlinetal.，2005)相匹配。但早期的古高度與現今高度仍存在一定的高程差(1～2km)。后期高程的增加可能是受羌塘地塊與松潘-甘孜地塊進一步持續會聚導致地殼縮短增厚或深部拆沉作用等因素影響(Lietal.，2018)，使得高原繼續向N生長(Tapponnieretal.，2001)，并在中新世前后隆升至目前高度。

青藏高原南段至云貴高原一線在始新世時期主要顯示為低海拔高度，似乎并未受到早期印度-歐亞板塊碰撞或板塊擠出逃逸過程中上地殼縮短增厚的影響，可能處于未受印度板塊推擠影響的外圍區域。而下地殼流模型中提出的下地殼物質使得區域上延伸數千km的低海拔殘留面向SE傾斜式抬升，似乎可以解釋早期該地區的低海拔地貌，但卻不能解釋整個青藏高原東南緣的隆升過程。因此，單一的動力學模型可能并不能完美地解釋青藏高原東南緣復雜的新生代隆升過程，該過程可能受控于多種動力學作用。

4.3 河流侵蝕對地表抬升的滯后響應

目前，越來越多的鋯石和磷灰石裂變徑跡和U-Th/He等低溫熱年代學結果被用于示蹤河流下切和高原隆升的時代(Clarketal.，2005； Ouimetetal.，2010； Tianetal.，2014； Shenetal.，2016； Yangetal.，2016； Zhangetal.，2016； Zhangetal.，2017； Liu-zengetal.，2018； Nieetal.，2018； Gourbetetal.，2019)。眾多研究發現，在青藏高原東南緣北部地區廣泛存在中中新世10～15MaiBP以來的快速剝蝕過程(圖1)，并常被作為高原開始快速隆升的重要標志。如Clark等(2005)對比了區域上主要河流的下切歷史與低起伏面的剝蝕差異后，認為青藏高原東南緣地區的主要河流開始發育于9～13MaiBP，且青藏高原東南緣從此時開始快速的地表隆升(Clarketal.，2005； Ouimetetal.，2010)。Gourbet等(2019)通過對川西高原鄉城地區基巖山地的磷灰石裂變徑跡和鋯石U-Th/He研究發現，該區在距今12～16Ma存在河流快速下切事件。而Liu-Zeng等(2018)通過低溫熱年代學研究發現，青藏高原東南緣的北部—中部地區存在古新世—始新世(60～40MaiBP)和中新世至今(20～0MaiBP)2期次快速剝蝕事件。其中，始新世階段的快速剝蝕可能是新生代早期變形的響應，而在青藏高原東緣廣泛可見的早中新世(20～0MaiBP)以來的快速剝蝕，很可能是河流侵蝕對地表抬升的滯后響應。

古高度重建結果顯示，青藏高原東南緣大部分地區，尤其是劍川盆地以北地區在新生代早期就已經發生了一定規模的隆升，并成為早期高原的一部分(圖4)，約在中新世已達到了目前的地表高度，而該區域廣泛存在的中中新世以來地表快速剝蝕，可能是河流侵蝕作用對已完成的地表抬升過程持續的滯后響應，而滯后時間可能對應于地表抬升、河流侵蝕基準面下降、河流侵蝕能力逐步增強的次序反映過程。因此，早期熱年代學研究將快速剝蝕和河流快速下切直接作為指示高原開始隆升的起始時間是不可靠的。

5 結論與展望

5.1 主要結論與認識

本文通過對青藏高原東南緣至云貴高原一線盆地的古高度量化約束，認為青藏高原東南緣受金河-箐河斷裂帶控制的北段—中段地區與南段地區存在明顯不同的隆升過程，其中北段—中段地區始新世—漸新世就存在早期的準高原，而南段地區的地勢卻明顯較低，甚至接近海平面。中新世期間南段地區呈現出差異化隆升趨勢，這種差異化隆升可能造成了青藏高原東南緣現今的地貌格局，但不排除這種趨勢是由于計算結果的精度所導致的。定量化約束該區新生代期間隆升過程，為青藏高原東南緣構造-地貌演化的動力學機制提供了重要約束，但無論是板塊擠出模型或下地殼流模型等單一的動力學模型可能并不能完美地解釋青藏高原東南緣復雜的隆升過程，其過程可能受控于多種動力學作用。

5.2 展望

青藏高原東南緣的新生代隆升過程并非一個簡單的過程，不同時空尺度上可能存在著不同的隆升歷史。目前的古高度數據還只能提供非常有限的約束，要建立起真實準確的新生代隆升歷史并對其動力學機制進行可靠約束，未來仍需要更加深入的工作。首先，在時空尺度上，漸新世之前的古高度重建數據相對豐富，而不同區域中新世以來的古高度重建結果則相對缺乏； 同時各盆地精確年代約束以及橫向區域地層對比也是一個重要問題，目前許多研究對20世紀地質圖中的年代提出了質疑，區域內存在同相異時或同時異相等現象，如小龍潭組、雙河組、劍川組等地層。其次，古高度的定量化重建雖然是目前較為有效的高原隆升研究手段，但受古氣溫、降水過程、計算模型等因素影響，其結果仍普遍存在較大誤差，這明顯限制了對區域古高度歷史的恢復工作，也很難對區域隆升的動力學機制進行更好地約束。再者，盡管目前越來越多古生物化石的新發現以及相關的古高度研究方法與模型也在不斷地完善，但要揭開高原隆升過程及其機制的真實面貌，仍然需更多的相關學科開展更為深入的學科交叉研究。

致謝審稿人對本文提出了寶貴修改意見和建議，在此表示衷心感謝!