中 国 科 学
第28卷 第1期(D 辑) 1998年2月SCIENCE IN CHINA (Series D )
关于“昆仑-黄河运动”＊＊＊
崔之久 伍永秋①② 刘耕年 葛道凯 庞其清③ 许清海④
(北京大学地理系, 北京100871; ①国家教委环境演变与自然灾害开放实验室, 北京100875;
②四川师范大学地理系, 成都610066; ③河北地质学院, 石家庄050011;
④河北省地理研究所, 石家庄050011)
摘要 昆仑山垭口地区的地貌、构造、沉积相、地层及其生物组合特征表明, 本区在距今1. 1Ma 开始至0. 7Ma 前后发生了一次先是大面积抬升, 后是突发性断块隆起与沉陷的构造运动, 这次构造运动的后期具有发生突然, 抬升幅度大的特点, 青藏高原由此上升到临界高度3000m 以上, 导致高原第四纪以来最大冰期的发生, 并且这次抬升可能还是我国在早、中更新世之交的构造-气候旋回中环境发生剧烈变化的驱动因素, 将这次构造运动被命名为“昆仑-黄河运动”.
关键词 昆仑山垭口 70万年 构造运动
1 我国早、中更新世之交环境剧变的驱动原因何在?
在我国黄土高原洛川剖面中, 约0. 8M a 前形成了上砂质黄土层L 9, 相当于深海氧同位素阶段18, 16, 其在黄土高原的普遍存在, 反映了严重干冷的气候事件和恶劣的草原、荒漠草原环境剧然发生. 此时黄土规模扩展并首次越过秦岭和太行山[1]. 青藏高原的内部(甘孜) 也首次出现了黄土堆积[2], 刘东生等[3]根据黄土中的气候替代性指标与深海氧同位素曲线的比较, 发现2. 5M a 来东亚地区的冬、夏季风环流与全球冰量变化具有阶段性的耦合过程, 其耦合程度呈阶段性增强的趋势, 其3个转折时期分别是:2. 5MaBP 前后, 1. 6M aBP 前后和0. 8M aBP 前后, 至0. 8M a 以后, 二者的耦合程度很高, 古季风环流的变动幅度要比以前大得多, 而且变化周期开始变长. 同时进入中更新世以来, 华北山间盆地湖泊如榆社古湖等开始消失, 气候环境恶化, 向半干旱方向发展. 它表现在我国北方地区, 植物的成分进入第四纪以来普遍出现更新, 但明显的变化出现在中更新世[4], 中更新世以前, 第三纪孑遗植物种属如银杏、水杉、银杉、鹅掌楸等在我国北方仍有保留, 进入中更新世, 这些种属都很快消失. 秦岭以北, 早更新世冰期植物群的云杉、冷杉林中还掺杂着一些铁杉, 中更新世以后铁杉罕见. 中更新世以前, 间冰期植物群的落叶阔叶林中还夹有常绿阔叶树种, 中更新世以后的落叶阔叶林中则很少有常绿阔叶树种[5]. 我国气候在中更新世时期出现转折, 现代环境的特色和演变趋势 1997-07-16收稿
＊国家科委“八五”攀登计划资助项目(编号A -029)
＊＊原拟称为昆仑运动, 因与前人命名重复, 由李吉均院士建议, 因此次运动与黄河运动[9]基本同步, 且均在同一地区, 即命名昆仑-黄河运动
54 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷都是从此开始的[4]. 另据童国榜等对中国7个大中型沉积盆地分析后认为, 我国第四纪孢粉植物气候旋回可划分为两个气候幕, 第2气候幕即从0. 8MaBP 至今, 以乔木花粉含量高, 波动幅度大为特征, 晚期木本植物花粉开始降低, 气候由高温高湿到低温干燥, 变化剧烈.
就高原本身而言, 进入中更新世后, 大部分山地进入冰冻圈[6]. 高原冰盖面积增大, 雪盖面积在当时相应的海洋性气候条件下也相应扩大, 皆使高原面反射率增大, 作为冷源促进了高压形成, 致使冬季风增强, 气候变干变冷, 如在高原内部湖泊变干萎缩发生在中更新世. 而且, 此前柴达木盆地沉积中心在1. 95～1. 30M aBP 期间湖泊进展显著, 湖面最大. 1. 0M aBP
1) 后则显著湖退, 沉积速率成倍增长(此前为171mm /ka , 此后为440mm /ka ) . 往东与处在同[7]
一东西向玛曲-西大滩深断裂东端的RM 孔和RH 孔沉积相所反映0. 7MaBP 前后构造和环境也有很大变化, 相当于阶段18是持续较长的冷期(0. 719～0. 63MaBP ) . 此前温湿, 此后变冷; 沉积速率也由1. 47m /10ka 增加到3. 8m /10ka . 表明高原此时经历了一次强烈隆升并迎
[8]来了“倒二”冰期即望昆冰期(0. 719～0. 525M aBP ) , 这正相当于18, 16阶段. 在高原东北缘[8]
的临夏盆地, 中更新世以后气候波动的幅度也突然显著增大, 波动周期由早先的0. 041M a 和0. 22M a 为主突然转化为以0. 1M a 为主, 并向变干方向迅速发展, 造成干旱区再度出现[10].
在华南地区, 湛江组发育了宽缓褶皱或单斜构造, 北海组不整合于其上, 并发育了二、四级阶地; 湛江组中见大量断层和挤压破碎带, 大规模的石茆岭期火山岩广布全区, 湛江组海陆交互沉积转变为北海组冲洪积层, 气候指标指示着气候的急变. 万天丰认为, 我国在0. 73M aBP 前后具有完全不同类型、不同方向和不同位置的火山喷发, 以及完全不同的构造地貌特征.
总之, 在此时无论从黄土和其他堆积或植被演替等都极为明显地反映气候波动幅度增大, 波动周期变长. 我们认为“昆仑-黄河运动”导致的青藏高原强烈隆升就是这一早、中更新世之交环境剧变的驱动力所在, 至少是主要的驱动力之一, 也是构造-气候旋回的集中体现, 我国气候格局在中更新世时期出现转折, 现代环境特色的形成和演变等都是和“昆仑-黄河运动”有密切关系的. [12][11]
2 “昆仑-黄河运动”存在的证据
本区早更新世及以前的地层有惊仙谷组(>2. 5MaBP ) 、羌塘组(2. 5～0. 7MaBP ) 和望昆
[13]冰碛层(0. 7～0. 6M aBP ) , 中更新世以来的地层主要有纳赤台沟组(0. 6～0. 4MaBP ) 和三岔
河组(0. 4～0. 06MaBP ) , 此外在小南川剖面中和热水剖面中还有晚更新世中晚期以来及全新世地层.
2. 1 昆仑山垭口地区0. 7M a 前后环境的剧变
2. 1. 1 惊仙谷和羌塘组地层沉积时期的“半高原”环境 惊仙谷组地层由冲积扇沉积体系构成, 而羌塘组地层则由湖泊和扇三角洲沉积体系构成[13]. 惊仙谷组和羌塘组中介形虫的分析2) 表明, 该地区所含化石基本是以llyocypris -Candona -Candoniella -Leucocythere -Limno -cy therellina 等属为特征的组合, 计有10属26种, 与河北蔚县红崖、阳原郝家台经典的泥河湾
1) 汪永进等. 从柴达木盆地晚新生代沉积探讨青藏高原隆升过程. 19952) 庞其清. 惊仙谷组和羌塘组介形虫分析.
第1期崔之久等:关于“昆仑-黄河运动” 55组剖面中的介形虫化石组合有很大程度上的类同之处. 泥河湾中多数化石在羌塘组中均有较广泛的发育. 此外还可与共和组、哈达滩组及陕西汾渭地区的三门组相对比. 据阴家润鉴定[14], 惊仙谷组与羌塘组地层中软体生物化石分异度较高, 腹足类化石共计65个个体, 其组合与华北类似. 植物化石碎片以苇、藻类茎干为主, 茂盛的小型水生植物指示浅水湖沼的存在. 因而从整个生物群的组合面貌来看, 其环境和华北地区更新统泥河湾组所代表的山间盆地河湖环境存在一定的程度上的可比性. 由此可见, 昆仑山垭口盆地当时具有较为温和、潮湿的生态环境, 处于相对稳定的构造背景之下, 其海拔高度当在1500m 左右. 考虑到此前高原古岩溶及夷平面(18. 0～7. 0M aBP ) 的存在, 当时的海拔高度值应在1000m 左右[15]. 故相对于后来即现在意义上的“高原”而言. 该时该地区可以认为最高也只是一种“半高原”环境.
2. 1. 2 纳赤台沟组(0. 6～0. 4MaBP ) 及三岔河组(0. 4～0. 06MaBP ) 沉积时期的高原环境 纳赤台沟组分布于纳赤台附近, 以纳赤台后沟最为典型, 现厚度约100m , 为一套以泥石流沉积物岔为主的沉积物. 三岔河组地层则广泛地存在于东、西大滩、小南川、野牛沟及昆仑河谷中, 产状水平. 在西大滩中沉积的最大厚度达300m (据物探资料) , 该套地层天然剖面以野牛沟口出露最好, 厚度约63m . 剖面中下部为砂、砾石层, 具块状层理、板状交错层理和迭瓦构造, 整个层序厚约40～60cm , 向上砾石层变薄, 砂层变厚, 顶部则为砂、粉砂和粘土沉积[16], 并有丰富的螺化石、水草和介形虫. 这一套中更新世至晚更新世时期河流沉积的地层, 显示谷地自中更新世以来一直处于一种缓慢下沉的状态.
整个剖面的孢粉以藜科、麻黄、禾本科和蒿为主, 显示出一种较为干旱的环境. 仅在中部约0. 2M aBP 时曾出现针叶林生境. 介形虫的特点是属种较单一, 仅5属5种, 而每个属种的个体数量较多, 且均为现生种. 双壳类和腹足类化石的分析同样表现出分异度小而丰度大的生态组合特征, 均是高环境压力下的物种组合, 明显依赖淡水的生物几乎全部绝迹, 代表着一种海拔较高、自然条件较为严峻的生活环境, 表明当时本区已上升到与现代接近的高度(3500～4000m ) , 与0. 7M a 以前羌塘组发育时的“半高原”环境相比已发生了巨大的变化. 这主要反映“昆-黄运动”早期大面积抬升的特点.
2. 2 构造与地貌证据
2. 2. 1 沉积物来源的分析 望昆冰碛层直接覆盖在基岩、惊仙谷组冲积扇沉积和羌塘组湖相、扇三角洲相各段之上, 岩性统计表明, 望昆冰期冰碛物以花岗片麻岩(33%～38%) , 石英岩(13%～15%) 为主, 也含有一定量的片岩、板岩和千枚岩, 此外还有一定数量的辉石岩(5%～9%) , 而当地昆仑山主脊的岩性是三迭纪的板岩和砂岩, 山脊以南相当的范围内皆为此岩性. 有趣的是在昆仑山主脊以北越过西大滩谷地则有花岗片麻岩存在, 辉石岩产地则在西大滩北山距发现地以西约30km 处. 冰川漂砾长轴为南北向, 指示当时冰川为南北流向. 所有这些表明当时冰川来源在今昆仑山主脊以北, 西大滩谷地在冰川发育时还没有形成, 今垭口盆地在当时位于山麓, 后来由于西大滩谷地因走滑-拉分而断陷下沉, 格尔木河水系溯源侵蚀切穿昆仑山主脊, 以及主脊南侧一系列断层活动, 部分冰碛物被流水带走, 才又形成了如今的垭口盆地.
惊仙谷组的岩性组成统计结果表明, 其最大的不同是, 变质岩占70%以上, 并且含少量玄武岩, 而玄武岩的物源区在现纲赤台一带1) , 这就意味着, 惊仙谷组地层沉积时期(上新世) 水
56 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷流由北向南, 纳赤台与垭口盆地之间并无现在的昆仑河谷地和西大滩谷地存在, 由此可以得出在上新世和早更新世早期, 垭口盆地和柴达木盆地的分水岭在纳赤台以北, 早更新世晚期东西向的昆仑河谷地才形成, 分水岭南移到野牛沟至西大滩一带, 而进入中更新世以后才形成了西大滩谷地, 分水岭南移到昆仑山主脊一线. 进入全新世以后, 格尔木河水系已沿惊仙谷切穿了昆仑山主脊, 分水岭继续南移. 如图1所示本区构造, 地貌块状鸟瞰示意图, 图2为地层、构造、地貌发育演化示意图. 这主要反映“昆-黄运动”中期抬升-断陷, 突发式的隆起过程
.
图1 昆仑山垭口地区构造、地貌块状鸟瞰图
2. 2. 2 地貌证据 图1所示的是昆仑山垭口地区鸟瞰示意图, 图中的东西向谷地即西大滩谷地, 西大滩南山(即今昆仑山主脊) 北坡短而陡, 发育现代冰川, 南坡则长而缓, 临西大滩一侧山顶及山口上分布厚层望昆冰碛层. 而西大滩北山则是南坡短而陡, 顺坡有石河发育, 山顶发育石海, 其北坡则是长而缓的U 形谷地, 谷地向下延伸有冰碛发育, 并一直通往野牛沟, 往上至山脊处谷地突然中断, 其上游既无主峰, 也无冰斗, 这种明显的不协调现象, 意味着山体发育时和发育后有很大的变化, 当时西大滩并不存在, 今西大滩上空的位置应是当时的山体主脊即上升中心. 西大滩的断陷下沉当在此以后, 故其南侧山口上保留着当时的冰碛层. 结合前述望昆冰碛层的物源在今西大滩北山一带, 则西大滩的断陷下沉当在望昆冰期期间或以后. 该冰碛在昆仑山主脊分布的最高高度为5300m , 今西大滩地面的高度为4200～4500m , 沉积物厚度为300m , 考虑到当时的冰碛物应分布于山麓, 则西大滩的沉降幅度当在2000m 以上.
2. 2. 3 沉积与构造证据 惊仙谷和羌塘组地层主要分布在垭口盆地, 从沉积相分析可知, 垭口盆地构造演化经历了初始裂陷阶段、持续下沉阶段和萎缩封闭阶段3个时段. 初始裂陷阶段开始于距今大约5M a 前后, 垭口盆地处于张(扭) 性应力场作用下, 盆地北缘开始发育一系列强烈活动的正断层. 盆地基底强烈沉降, 剥蚀区强烈上升造成快速剥蚀, 盆内形成底部粗碎屑沉积段. 随着构造活动强度的减弱和气候条件的变化, 冲积扇向北退缩, 湖水逐渐扩张, 始,
第1期崔之久等:关于“昆仑-黄河运动” 57
图2 昆仑山垭口地区地层、构造、地貌发育演化示意图
1示山脉, 2示盆地边界, 3示断层, 4示河流, 5示湖泊, 6示冰川, 7示基岩山脉, 8示惊仙谷组与羌塘组(5～0. 7M a ) , 9示柴达木盆地沉积, 10示冰川, 11示纳赤台沟组(0. 6～0. 4M a ) , 12示三岔河组, 13示望昆冰期冰碛; QB 示柴达木盆地, F 1示玛曲-西大滩走滑断层, F 2示昆仑山口走滑断层; (a ) 5～1. 6M aBP 时垭口地区平面图, 此时羌塘湖最大,(b ) 同期剖面图, 此时北山有玄武岩,(c ) 1. 1～0. 7M aBP , 此时湖已消亡, 早期昆仑-黄河运动发生, (d ) 同期剖面图, 北山一分为二, 东西向昆仑河谷产生,(e ) 0. 7～0. 6Ma , 迄今, 中期昆仑-黄河运动致使西大滩拉分断陷,
(f ) 同期剖面图, 北山一分为三, 西大滩谷地产生
1. 6M a 达最盛. 萎缩封闭阶段从距今1. 1Ma 前后开始, 这时区域整体开始抬升, 盆缘冲积扇和扇三角洲向盆地中心快速进积, 直到充填了整个湖泊.
惊仙谷和羌塘组地层的完整剖面出露在青藏公路62道班附近. 整个地层总体向南南西方向平缓倾斜, 倾角13°左右, 不整合于下伏三叠纪地层之上. 地层露头的海拔高度介于4700～5000m . 而中更新世以来的纳赤台沟组和三岔河组地层的产状都是水平的. 这就表明在早中更新世之交确有构造运动使昆仑山地区上升, 使垭口盆地的惊仙谷组和羌塘组地层发生掀斜, 并抬升至雪线(3500m [18]) 以上, 导致高原发育冰川, 故其与望昆冰期后期的冰碛
58 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷物亦为不整合关系. 而在昆仑山主脊以北的野牛沟和西大滩谷地相继断陷, 在其中沉积了纳赤台组和三岔河组地层.
以上所有证据表明, “昆仑-黄河运动”经历了3个抬升阶段, 早期始于1. 1M aBP , 在此之前, 本区海拔不超过1500m , 到0. 7M aBP 时, 高原面抬升至海拔3000m , 并发生最大冰期, 此后构造运动与冰期并行, 至0. 6M aBP 时, 伴随玛曲-西大滩走滑断层的活动而产生相应的断块山和断陷谷, 西大滩谷地形成, 冰碛物被抬升至今昆仑山主脊上并造成前述一系列特殊的地貌现象和相应的沉积. 这反映了中期突发式的抬升特征, 抬升速率也快.
3 在高原隆升及周边环境演变中的意义
此前已有人提出, 早、中更新世之间的构造事件可使第四纪分为两个构造期:喜玛拉雅期和新构造期[11], 昆仑-黄河运动的发现进一步肯定了在早、中更新世之间的构造运动是一个重要的构造事件, 应充分认识其构造特点及在第四纪环境变化中的作用和意义.
如果说青藏高原在第四纪初上升到约1500m 的临界高度, 导致对东亚季风的形成产生影响, 也从而对高原及周边环境产生重大影响的话[17], 那么在早、中更新世之交时, 青藏高原上升到了另一临界高度3000m , 青藏高原进入冰冻圈[18], 形成青藏高原最大冰期, 当时冰川面积为现代冰川的18倍, 据此估计当时全高原的冰川面积可达17×105km 2, 约占表面积的60%左右, 整个冬季高原是白茫茫一片, 地表反映率可达0. 6左右. 夏日消融, 只是将季节性积雪消掉, 冰川表面仍可维持0. 6的反照率. 据测算[19], 最大冰期时, 高原地气系统除5～8月外, 其余8个月均为冷源, 年平均亦为强冷源; 而早更新世时, 虽然冬季为冷源, 但夏季为强热源, 年均亦为热源. 这种冷热源的大变化, 必然引起大气环流的大改变. 夏季时, 绕行于青藏高原南北两侧的西风急流, 北支极度萎缩, 南支加强, 造成西风急流几乎整年都在高原南侧通过, 而不象现在和早更新世那样, 夏季跳到高原北面, 于是中更新世时高原西部(特别是西北部) 变干, 而高原东部变得潮湿并造成长江中、下游地区凶猛的暴雨[18]. 冬季, 由于反照率的增大, 使青藏高原上空的冷高压及其所导致的反气旋环流加剧, 这样就加强了冬季风强度, 高原表面反复冻融作用与冰川磨蚀作用产生的粉砂, 在高原冬季风或西风吹扬下沉积于高原东缘及外围地带成为黄土物源之一.
高原西北侧的塔克拉玛干由分散的流沙活动亦发展为整体的大沙漠, 高原东北侧的风成黄土较前加厚变粗并扩大沉积范围, 高原东部开始出现冰缘黄土堆积, 并造成本文一开始所描述的其它环境剧变.
此外, 据刘东生等[20]研究, 在全新世气候适宜期东亚与澳大利亚气候记录所表现的同步变化, 可能反映了与蒙古高压系统有关的东亚冬季风环流穿越赤道对澳洲夏季风环流增强的影响, 南北半球季风气候通过穿越赤道的气流相互作用可能自0. 6M aBP 开始表现明显. 此0. 6M aBP 东亚间冰期夏季风气候加强与澳洲气候转型事件, 是否与青藏高原在这一时期的较大幅度上升有关, 影响这些相关气候事件的因素中来自对立半球的影响程度到底有多大等问题, 有待于深入系统地研究. ,
第1期崔之久等:关于“昆仑-黄河运动” 59
参 考 文 献
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3 刘东生, 丁仲礼. 二百五十万年来季风环流与大陆冰量变化的阶段性耦合过程. 第四纪研究, 1992,(1) :12～234 张兰生. 中国第四纪以来环境演变的主要特征. 北京师范大学学报(自然科学版) , 1984,(4) :81～86
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9 李吉均, 方小敏, 马海洲. 晚新生代黄河上游地貌演化与青藏高原隆起. 中国科学, D 辑, 1996, 26(4) :316～32210 方小敏, 李吉均, 朱俊杰. 临夏盆地约30M aBP 以来CaCO 3含量的变化与气候演变. 见:青藏高原形成演化、环境变迁
与生态系统研究. 学术论文年刊(1994) . 北京:科学出版社, 1995. 55～65
11 万天丰. 中国第四纪构造事件与应力场. 第四纪研究, 1994,(1) :48～54
12 崔之久, 谢又予, 熊黑钢, 等. 论中国第四纪泥石流发育历史与沉积环境. 见:中国西部第四纪冰川与环境. 北京:科学
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13 崔之久, 伍永秋, 刘耕年, 等. 昆仑山垭口地区晚新生代以来的气候构造事件. 见:青藏高原形成演化、环境变迁与生态
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14 阴家润, 崔之久, 葛道凯, 等. 昆仑山口第四纪化石组合的生态环境分析及其对昆仑山隆升的意义. 地球科学, 1995,
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15 崔之久, 洪 云, 陈怀录. 青藏高原古岩溶研究的新进展. 见:青藏高原形成演化, 环境变迁与生态系统研究. 学术论
文年刊(1994) . 北京:科学出版社, 1995. 120～125
16 伍永秋, 崔之久, 刘耕年. 昆仑山中、晚更新世三岔河组沉积相与环境. 见:青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研
究. 学术论文年刊(1994) . 北京:科学出版社, 1995. 136～145
17 汤懋苍, 刘晓东. 一个新的划分第四纪的标志———高原季风演变的地质环境后果. 第四纪研究, 1995,(1) :82～87
18 施雅风, 郑本兴. 青藏高原进入冰冻圈的时代、高度及其对周围地区的影响. 见:青藏高原形成演化、环境变迁与生态
系统研究. 学术论文年刊(1995) . 北京:科学出版社, 1996. 136～146
19 汤懋苍. 青藏高原隆升引发气候突变的原因初析. 见:青藏高原形成演化、环境变迁与生态系统研究. 学术论文年刊
(1995) . 北京:科学出版社, 1996. 181～187
20 刘东生, 安芷生, 陈明扬, 等. 最近0. 6M a 南北半球古气候对比初探. 中国科学, D 辑, 1996, 26(2) :97～102
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第28卷 第1期(D 辑) 1998年2月SCIENCE IN CHINA (Series D )
关于“昆仑-黄河运动”＊＊＊
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②四川师范大学地理系, 成都610066; ③河北地质学院, 石家庄050011;
④河北省地理研究所, 石家庄050011)
摘要 昆仑山垭口地区的地貌、构造、沉积相、地层及其生物组合特征表明, 本区在距今1. 1Ma 开始至0. 7Ma 前后发生了一次先是大面积抬升, 后是突发性断块隆起与沉陷的构造运动, 这次构造运动的后期具有发生突然, 抬升幅度大的特点, 青藏高原由此上升到临界高度3000m 以上, 导致高原第四纪以来最大冰期的发生, 并且这次抬升可能还是我国在早、中更新世之交的构造-气候旋回中环境发生剧烈变化的驱动因素, 将这次构造运动被命名为“昆仑-黄河运动”.
关键词 昆仑山垭口 70万年 构造运动
1 我国早、中更新世之交环境剧变的驱动原因何在?
在我国黄土高原洛川剖面中, 约0. 8M a 前形成了上砂质黄土层L 9, 相当于深海氧同位素阶段18, 16, 其在黄土高原的普遍存在, 反映了严重干冷的气候事件和恶劣的草原、荒漠草原环境剧然发生. 此时黄土规模扩展并首次越过秦岭和太行山[1]. 青藏高原的内部(甘孜) 也首次出现了黄土堆积[2], 刘东生等[3]根据黄土中的气候替代性指标与深海氧同位素曲线的比较, 发现2. 5M a 来东亚地区的冬、夏季风环流与全球冰量变化具有阶段性的耦合过程, 其耦合程度呈阶段性增强的趋势, 其3个转折时期分别是:2. 5MaBP 前后, 1. 6M aBP 前后和0. 8M aBP 前后, 至0. 8M a 以后, 二者的耦合程度很高, 古季风环流的变动幅度要比以前大得多, 而且变化周期开始变长. 同时进入中更新世以来, 华北山间盆地湖泊如榆社古湖等开始消失, 气候环境恶化, 向半干旱方向发展. 它表现在我国北方地区, 植物的成分进入第四纪以来普遍出现更新, 但明显的变化出现在中更新世[4], 中更新世以前, 第三纪孑遗植物种属如银杏、水杉、银杉、鹅掌楸等在我国北方仍有保留, 进入中更新世, 这些种属都很快消失. 秦岭以北, 早更新世冰期植物群的云杉、冷杉林中还掺杂着一些铁杉, 中更新世以后铁杉罕见. 中更新世以前, 间冰期植物群的落叶阔叶林中还夹有常绿阔叶树种, 中更新世以后的落叶阔叶林中则很少有常绿阔叶树种[5]. 我国气候在中更新世时期出现转折, 现代环境的特色和演变趋势 1997-07-16收稿
＊国家科委“八五”攀登计划资助项目(编号A -029)
＊＊原拟称为昆仑运动, 因与前人命名重复, 由李吉均院士建议, 因此次运动与黄河运动[9]基本同步, 且均在同一地区, 即命名昆仑-黄河运动
54 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷都是从此开始的[4]. 另据童国榜等对中国7个大中型沉积盆地分析后认为, 我国第四纪孢粉植物气候旋回可划分为两个气候幕, 第2气候幕即从0. 8MaBP 至今, 以乔木花粉含量高, 波动幅度大为特征, 晚期木本植物花粉开始降低, 气候由高温高湿到低温干燥, 变化剧烈.
就高原本身而言, 进入中更新世后, 大部分山地进入冰冻圈[6]. 高原冰盖面积增大, 雪盖面积在当时相应的海洋性气候条件下也相应扩大, 皆使高原面反射率增大, 作为冷源促进了高压形成, 致使冬季风增强, 气候变干变冷, 如在高原内部湖泊变干萎缩发生在中更新世. 而且, 此前柴达木盆地沉积中心在1. 95～1. 30M aBP 期间湖泊进展显著, 湖面最大. 1. 0M aBP
1) 后则显著湖退, 沉积速率成倍增长(此前为171mm /ka , 此后为440mm /ka ) . 往东与处在同[7]
一东西向玛曲-西大滩深断裂东端的RM 孔和RH 孔沉积相所反映0. 7MaBP 前后构造和环境也有很大变化, 相当于阶段18是持续较长的冷期(0. 719～0. 63MaBP ) . 此前温湿, 此后变冷; 沉积速率也由1. 47m /10ka 增加到3. 8m /10ka . 表明高原此时经历了一次强烈隆升并迎
[8]来了“倒二”冰期即望昆冰期(0. 719～0. 525M aBP ) , 这正相当于18, 16阶段. 在高原东北缘[8]
的临夏盆地, 中更新世以后气候波动的幅度也突然显著增大, 波动周期由早先的0. 041M a 和0. 22M a 为主突然转化为以0. 1M a 为主, 并向变干方向迅速发展, 造成干旱区再度出现[10].
在华南地区, 湛江组发育了宽缓褶皱或单斜构造, 北海组不整合于其上, 并发育了二、四级阶地; 湛江组中见大量断层和挤压破碎带, 大规模的石茆岭期火山岩广布全区, 湛江组海陆交互沉积转变为北海组冲洪积层, 气候指标指示着气候的急变. 万天丰认为, 我国在0. 73M aBP 前后具有完全不同类型、不同方向和不同位置的火山喷发, 以及完全不同的构造地貌特征.
总之, 在此时无论从黄土和其他堆积或植被演替等都极为明显地反映气候波动幅度增大, 波动周期变长. 我们认为“昆仑-黄河运动”导致的青藏高原强烈隆升就是这一早、中更新世之交环境剧变的驱动力所在, 至少是主要的驱动力之一, 也是构造-气候旋回的集中体现, 我国气候格局在中更新世时期出现转折, 现代环境特色的形成和演变等都是和“昆仑-黄河运动”有密切关系的. [12][11]
2 “昆仑-黄河运动”存在的证据
本区早更新世及以前的地层有惊仙谷组(>2. 5MaBP ) 、羌塘组(2. 5～0. 7MaBP ) 和望昆
[13]冰碛层(0. 7～0. 6M aBP ) , 中更新世以来的地层主要有纳赤台沟组(0. 6～0. 4MaBP ) 和三岔
河组(0. 4～0. 06MaBP ) , 此外在小南川剖面中和热水剖面中还有晚更新世中晚期以来及全新世地层.
2. 1 昆仑山垭口地区0. 7M a 前后环境的剧变
2. 1. 1 惊仙谷和羌塘组地层沉积时期的“半高原”环境 惊仙谷组地层由冲积扇沉积体系构成, 而羌塘组地层则由湖泊和扇三角洲沉积体系构成[13]. 惊仙谷组和羌塘组中介形虫的分析2) 表明, 该地区所含化石基本是以llyocypris -Candona -Candoniella -Leucocythere -Limno -cy therellina 等属为特征的组合, 计有10属26种, 与河北蔚县红崖、阳原郝家台经典的泥河湾
1) 汪永进等. 从柴达木盆地晚新生代沉积探讨青藏高原隆升过程. 19952) 庞其清. 惊仙谷组和羌塘组介形虫分析.
第1期崔之久等:关于“昆仑-黄河运动” 55组剖面中的介形虫化石组合有很大程度上的类同之处. 泥河湾中多数化石在羌塘组中均有较广泛的发育. 此外还可与共和组、哈达滩组及陕西汾渭地区的三门组相对比. 据阴家润鉴定[14], 惊仙谷组与羌塘组地层中软体生物化石分异度较高, 腹足类化石共计65个个体, 其组合与华北类似. 植物化石碎片以苇、藻类茎干为主, 茂盛的小型水生植物指示浅水湖沼的存在. 因而从整个生物群的组合面貌来看, 其环境和华北地区更新统泥河湾组所代表的山间盆地河湖环境存在一定的程度上的可比性. 由此可见, 昆仑山垭口盆地当时具有较为温和、潮湿的生态环境, 处于相对稳定的构造背景之下, 其海拔高度当在1500m 左右. 考虑到此前高原古岩溶及夷平面(18. 0～7. 0M aBP ) 的存在, 当时的海拔高度值应在1000m 左右[15]. 故相对于后来即现在意义上的“高原”而言. 该时该地区可以认为最高也只是一种“半高原”环境.
2. 1. 2 纳赤台沟组(0. 6～0. 4MaBP ) 及三岔河组(0. 4～0. 06MaBP ) 沉积时期的高原环境 纳赤台沟组分布于纳赤台附近, 以纳赤台后沟最为典型, 现厚度约100m , 为一套以泥石流沉积物岔为主的沉积物. 三岔河组地层则广泛地存在于东、西大滩、小南川、野牛沟及昆仑河谷中, 产状水平. 在西大滩中沉积的最大厚度达300m (据物探资料) , 该套地层天然剖面以野牛沟口出露最好, 厚度约63m . 剖面中下部为砂、砾石层, 具块状层理、板状交错层理和迭瓦构造, 整个层序厚约40～60cm , 向上砾石层变薄, 砂层变厚, 顶部则为砂、粉砂和粘土沉积[16], 并有丰富的螺化石、水草和介形虫. 这一套中更新世至晚更新世时期河流沉积的地层, 显示谷地自中更新世以来一直处于一种缓慢下沉的状态.
整个剖面的孢粉以藜科、麻黄、禾本科和蒿为主, 显示出一种较为干旱的环境. 仅在中部约0. 2M aBP 时曾出现针叶林生境. 介形虫的特点是属种较单一, 仅5属5种, 而每个属种的个体数量较多, 且均为现生种. 双壳类和腹足类化石的分析同样表现出分异度小而丰度大的生态组合特征, 均是高环境压力下的物种组合, 明显依赖淡水的生物几乎全部绝迹, 代表着一种海拔较高、自然条件较为严峻的生活环境, 表明当时本区已上升到与现代接近的高度(3500～4000m ) , 与0. 7M a 以前羌塘组发育时的“半高原”环境相比已发生了巨大的变化. 这主要反映“昆-黄运动”早期大面积抬升的特点.
2. 2 构造与地貌证据
2. 2. 1 沉积物来源的分析 望昆冰碛层直接覆盖在基岩、惊仙谷组冲积扇沉积和羌塘组湖相、扇三角洲相各段之上, 岩性统计表明, 望昆冰期冰碛物以花岗片麻岩(33%～38%) , 石英岩(13%～15%) 为主, 也含有一定量的片岩、板岩和千枚岩, 此外还有一定数量的辉石岩(5%～9%) , 而当地昆仑山主脊的岩性是三迭纪的板岩和砂岩, 山脊以南相当的范围内皆为此岩性. 有趣的是在昆仑山主脊以北越过西大滩谷地则有花岗片麻岩存在, 辉石岩产地则在西大滩北山距发现地以西约30km 处. 冰川漂砾长轴为南北向, 指示当时冰川为南北流向. 所有这些表明当时冰川来源在今昆仑山主脊以北, 西大滩谷地在冰川发育时还没有形成, 今垭口盆地在当时位于山麓, 后来由于西大滩谷地因走滑-拉分而断陷下沉, 格尔木河水系溯源侵蚀切穿昆仑山主脊, 以及主脊南侧一系列断层活动, 部分冰碛物被流水带走, 才又形成了如今的垭口盆地.
惊仙谷组的岩性组成统计结果表明, 其最大的不同是, 变质岩占70%以上, 并且含少量玄武岩, 而玄武岩的物源区在现纲赤台一带1) , 这就意味着, 惊仙谷组地层沉积时期(上新世) 水
56 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷流由北向南, 纳赤台与垭口盆地之间并无现在的昆仑河谷地和西大滩谷地存在, 由此可以得出在上新世和早更新世早期, 垭口盆地和柴达木盆地的分水岭在纳赤台以北, 早更新世晚期东西向的昆仑河谷地才形成, 分水岭南移到野牛沟至西大滩一带, 而进入中更新世以后才形成了西大滩谷地, 分水岭南移到昆仑山主脊一线. 进入全新世以后, 格尔木河水系已沿惊仙谷切穿了昆仑山主脊, 分水岭继续南移. 如图1所示本区构造, 地貌块状鸟瞰示意图, 图2为地层、构造、地貌发育演化示意图. 这主要反映“昆-黄运动”中期抬升-断陷, 突发式的隆起过程
.
图1 昆仑山垭口地区构造、地貌块状鸟瞰图
2. 2. 2 地貌证据 图1所示的是昆仑山垭口地区鸟瞰示意图, 图中的东西向谷地即西大滩谷地, 西大滩南山(即今昆仑山主脊) 北坡短而陡, 发育现代冰川, 南坡则长而缓, 临西大滩一侧山顶及山口上分布厚层望昆冰碛层. 而西大滩北山则是南坡短而陡, 顺坡有石河发育, 山顶发育石海, 其北坡则是长而缓的U 形谷地, 谷地向下延伸有冰碛发育, 并一直通往野牛沟, 往上至山脊处谷地突然中断, 其上游既无主峰, 也无冰斗, 这种明显的不协调现象, 意味着山体发育时和发育后有很大的变化, 当时西大滩并不存在, 今西大滩上空的位置应是当时的山体主脊即上升中心. 西大滩的断陷下沉当在此以后, 故其南侧山口上保留着当时的冰碛层. 结合前述望昆冰碛层的物源在今西大滩北山一带, 则西大滩的断陷下沉当在望昆冰期期间或以后. 该冰碛在昆仑山主脊分布的最高高度为5300m , 今西大滩地面的高度为4200～4500m , 沉积物厚度为300m , 考虑到当时的冰碛物应分布于山麓, 则西大滩的沉降幅度当在2000m 以上.
2. 2. 3 沉积与构造证据 惊仙谷和羌塘组地层主要分布在垭口盆地, 从沉积相分析可知, 垭口盆地构造演化经历了初始裂陷阶段、持续下沉阶段和萎缩封闭阶段3个时段. 初始裂陷阶段开始于距今大约5M a 前后, 垭口盆地处于张(扭) 性应力场作用下, 盆地北缘开始发育一系列强烈活动的正断层. 盆地基底强烈沉降, 剥蚀区强烈上升造成快速剥蚀, 盆内形成底部粗碎屑沉积段. 随着构造活动强度的减弱和气候条件的变化, 冲积扇向北退缩, 湖水逐渐扩张, 始,
第1期崔之久等:关于“昆仑-黄河运动” 57
图2 昆仑山垭口地区地层、构造、地貌发育演化示意图
1示山脉, 2示盆地边界, 3示断层, 4示河流, 5示湖泊, 6示冰川, 7示基岩山脉, 8示惊仙谷组与羌塘组(5～0. 7M a ) , 9示柴达木盆地沉积, 10示冰川, 11示纳赤台沟组(0. 6～0. 4M a ) , 12示三岔河组, 13示望昆冰期冰碛; QB 示柴达木盆地, F 1示玛曲-西大滩走滑断层, F 2示昆仑山口走滑断层; (a ) 5～1. 6M aBP 时垭口地区平面图, 此时羌塘湖最大,(b ) 同期剖面图, 此时北山有玄武岩,(c ) 1. 1～0. 7M aBP , 此时湖已消亡, 早期昆仑-黄河运动发生, (d ) 同期剖面图, 北山一分为二, 东西向昆仑河谷产生,(e ) 0. 7～0. 6Ma , 迄今, 中期昆仑-黄河运动致使西大滩拉分断陷,
(f ) 同期剖面图, 北山一分为三, 西大滩谷地产生
1. 6M a 达最盛. 萎缩封闭阶段从距今1. 1Ma 前后开始, 这时区域整体开始抬升, 盆缘冲积扇和扇三角洲向盆地中心快速进积, 直到充填了整个湖泊.
惊仙谷和羌塘组地层的完整剖面出露在青藏公路62道班附近. 整个地层总体向南南西方向平缓倾斜, 倾角13°左右, 不整合于下伏三叠纪地层之上. 地层露头的海拔高度介于4700～5000m . 而中更新世以来的纳赤台沟组和三岔河组地层的产状都是水平的. 这就表明在早中更新世之交确有构造运动使昆仑山地区上升, 使垭口盆地的惊仙谷组和羌塘组地层发生掀斜, 并抬升至雪线(3500m [18]) 以上, 导致高原发育冰川, 故其与望昆冰期后期的冰碛
58 中 国 科 学 (D 辑) 第28卷物亦为不整合关系. 而在昆仑山主脊以北的野牛沟和西大滩谷地相继断陷, 在其中沉积了纳赤台组和三岔河组地层.
以上所有证据表明, “昆仑-黄河运动”经历了3个抬升阶段, 早期始于1. 1M aBP , 在此之前, 本区海拔不超过1500m , 到0. 7M aBP 时, 高原面抬升至海拔3000m , 并发生最大冰期, 此后构造运动与冰期并行, 至0. 6M aBP 时, 伴随玛曲-西大滩走滑断层的活动而产生相应的断块山和断陷谷, 西大滩谷地形成, 冰碛物被抬升至今昆仑山主脊上并造成前述一系列特殊的地貌现象和相应的沉积. 这反映了中期突发式的抬升特征, 抬升速率也快.
3 在高原隆升及周边环境演变中的意义
此前已有人提出, 早、中更新世之间的构造事件可使第四纪分为两个构造期:喜玛拉雅期和新构造期[11], 昆仑-黄河运动的发现进一步肯定了在早、中更新世之间的构造运动是一个重要的构造事件, 应充分认识其构造特点及在第四纪环境变化中的作用和意义.
如果说青藏高原在第四纪初上升到约1500m 的临界高度, 导致对东亚季风的形成产生影响, 也从而对高原及周边环境产生重大影响的话[17], 那么在早、中更新世之交时, 青藏高原上升到了另一临界高度3000m , 青藏高原进入冰冻圈[18], 形成青藏高原最大冰期, 当时冰川面积为现代冰川的18倍, 据此估计当时全高原的冰川面积可达17×105km 2, 约占表面积的60%左右, 整个冬季高原是白茫茫一片, 地表反映率可达0. 6左右. 夏日消融, 只是将季节性积雪消掉, 冰川表面仍可维持0. 6的反照率. 据测算[19], 最大冰期时, 高原地气系统除5～8月外, 其余8个月均为冷源, 年平均亦为强冷源; 而早更新世时, 虽然冬季为冷源, 但夏季为强热源, 年均亦为热源. 这种冷热源的大变化, 必然引起大气环流的大改变. 夏季时, 绕行于青藏高原南北两侧的西风急流, 北支极度萎缩, 南支加强, 造成西风急流几乎整年都在高原南侧通过, 而不象现在和早更新世那样, 夏季跳到高原北面, 于是中更新世时高原西部(特别是西北部) 变干, 而高原东部变得潮湿并造成长江中、下游地区凶猛的暴雨[18]. 冬季, 由于反照率的增大, 使青藏高原上空的冷高压及其所导致的反气旋环流加剧, 这样就加强了冬季风强度, 高原表面反复冻融作用与冰川磨蚀作用产生的粉砂, 在高原冬季风或西风吹扬下沉积于高原东缘及外围地带成为黄土物源之一.
高原西北侧的塔克拉玛干由分散的流沙活动亦发展为整体的大沙漠, 高原东北侧的风成黄土较前加厚变粗并扩大沉积范围, 高原东部开始出现冰缘黄土堆积, 并造成本文一开始所描述的其它环境剧变.
此外, 据刘东生等[20]研究, 在全新世气候适宜期东亚与澳大利亚气候记录所表现的同步变化, 可能反映了与蒙古高压系统有关的东亚冬季风环流穿越赤道对澳洲夏季风环流增强的影响, 南北半球季风气候通过穿越赤道的气流相互作用可能自0. 6M aBP 开始表现明显. 此0. 6M aBP 东亚间冰期夏季风气候加强与澳洲气候转型事件, 是否与青藏高原在这一时期的较大幅度上升有关, 影响这些相关气候事件的因素中来自对立半球的影响程度到底有多大等问题, 有待于深入系统地研究. ,
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