冯伟,杨淑芬，黄若寒，姚丽洁，冯盈

兰州大学 地质科学与矿产资源学院，兰州 730000

0 引言

新特提斯洋在晚白垩世—古新世向北俯冲、消减和最终的闭合，以及随后发生的印度与欧亚板块的碰撞造就了世界上面积最大、海拔最高的“世界屋脊”—青藏高原[1--2]。青藏高原的研究是地球科学领域的一个重要焦点，而高原的隆升历史和隆升机制又是其中的关键[3]。古高程研究不仅可以反映地表抬升、反演地球深部动力学，而且对于探讨亚洲季风气候形成乃至全球气候变化均具有重要意义[4--6]。

青藏高原古高程恢复研究最早由中国植物学家徐仁等在20世纪70年代提出，徐仁等依据在喜马拉雅地区希夏邦马峰海拔在5 700～5 900 m处上新世地层中发现的高山栎化石推测,上新世以来该地区的海拔上升了3 000 m ±[7]。此后，以李吉均和刘东生等为代表的中国研究者从盆地沉积记录、黄土、气候及夷平面等方面对青藏高原，尤其是高原北部地区的隆升过程进行了详细的研究，认为高原北部的地貌格局形成于8 Ma以来，特别是自3.6 Ma以来通过“青藏运动”、“昆黄运动”和“共和运动”才使青藏高原北部地区达到现今海拔高度[8]。而Harrison和Coleman等人将藏南地区广泛出露的南北向张性构造视为高原达到最大高度的标志，并依据其年代认为青藏高原在14～8 Ma达到最大高度[9--10]。

自Garzione和Rowley等将氧同位素古高程计应用到青藏高原的研究中以来，对青藏高原古海拔的测定逐渐由定性转为定量，通过各种指标获得了大量高原古高度数据(图1、表1)。其中，稳定同位素古高程计是应用最为广泛的方法[5--6,12--20],动植物化石[21--25]、Δ47古温度--古高程计[18,26]等方法也应用到青藏高原的古高程测定上。

古高程数据对于理解青藏高原的隆升历史和隆升机制起着非常重要的作用，Wang et al.依据古高程数据和其他地质资料提出“原西藏高原”的概念[27]；Ding Lin et al.依据古高程数据认为青藏高原在始新世存在“两山夹一盆”的地貌格局[6]；Deng Tao以及刘晓惠等通过古高程数据认为青藏高原各地体隆升过程存在差异[3,28]。特别近20年来国内外有关青藏高原定量古高程研究较多、涉及广泛，但是随着青藏高原古高程数据的积累，发现其中存在一些问题，最为明显的是采用不同古高程指标对同一地区测得的古海拔相差可达1 000 m以上[12,22--23]，采用相同指标对同一地区测得的古海拔也不同[29--30]。尽管已经有文章对各古高程计原理和其在青藏高原的应用做过综述[3,28,31]，但是并未详细讨论各古高程指标的影响因素以及不同指标结论间的差异。因此，笔者通过总结国内外有关青藏高原古高程研究(表1)，对其研究方法进行归纳，并结合其研究中存在的问题进行讨论，为今后相关研究提供参考。

IYSZ：雅鲁藏布江缝合带；BNSZ：班公—怒江缝合带；JSSZ：金沙江缝合带。图1 青藏高原定量古高程研究分布图(断层参考文献[11])Fig.1 Topographic map of Tibetan Plateau showing distribution of quatitative paleoelevation reconstruction data

研究地点方法年代古高程/m资料来源备注喜马拉雅地区扎达盆地壳类化石氧同位素～9.2Ma5600±300文献[32]壳类化石氧同位素～4Ma4000±300文献[33]三指马化石4.6Ma～4000文献[34]动物牙齿化石4.2～3.1Ma>2500文献[35]孢粉4.8～3.6Ma<3600文献[36]Δ47古温度--古高程计9Ma5400±500文献[26]塔口拉地堑古土壤氧同位素～7Ma4500～6300文献[12]古土壤氧同位素～7Ma5700(+1410/-730)文献[5]古土壤氧同位素～11Ma3800～5900文献[12]古土壤氧同位素～11Ma6240(+1410/-870)文献[5]吉隆盆地化石氧同位素8～2Ma5850(+1410/-730)文献[5]动物牙齿化石7Ma<2900～3400文献[37]动物牙齿化石稳定同位素7Ma6700文献[38]希夏邦马峰高山栎植物化石上新世以来隆升2200～3400m文献[39]珠穆朗玛峰新生云母氢同位素～17Ma5100～5400文献[40]柳曲叶相多变量分析程序56Ma～900±900文献[25]恰布林叶相多变量分析程序21～19Ma2300±900文献[25]湖相碳酸盐氧同位素24～21Ma2080(+641/-810)文献[16]古土壤氧同位素21～19Ma4057(+530/-640)文献[16]冈底斯地区卡拉斯盆地古土壤氧同位素～24Ma4700～6700文献[41]壳类化石氧同位素20～19Ma4863(+877/-980)文献[16]南木林—乌郁盆地叶相多变量分析程序15Ma4689±895/4638±847文献[21]古土壤氧同位素15Ma5200(+1370/-605)文献[42]高山栎植物化石15Ma以来隆升至少1300m文献[39]叶相多变量分析程序15Ma5400±728文献[43]碳酸盐氧同位素31Ma4100(+1200/-1600)文献[18]正构烷烃氢同位素15Ma5100(+1300/-1900)文献[18]63～50Ma5600(+1500/-2100)文献[19]Δ47古温度--古高程计31～29Ma4100(+1300/-1600)文献[19]29～15Ma4500(+1500/-1700)文献[19]林周盆地古土壤氧同位素60～50Ma4500±450文献[6]Δ47古温度--古高程计56.5～53.0Ma4400(+1300/-1700)文献[19]Δ47古温度--古高程计50Ma4100(+1200/-1600)文献[19]

续表1

研究地点方法年代古高程/m资料来源备注拉萨地块北部尼玛盆地古土壤氧同位素26Ma4500～4700文献[44]鱼化石晚渐新世低海拔环境文献[45]鱼化石26Ma～1000文献[24]植物有机质分析28～23Ma893±549文献[20]正构烷烃碳同位素28～23Ma2800±629文献[20]正构烷烃氢同位素28～23Ma4546±340文献[20]伦坡拉盆地古土壤氧同位素40～30Ma>4000文献[13]湖相碳酸盐氧同位素中新世4260(+475/-575)文献[13]①正构烷烃氢同位素40～35Ma3600～4100文献[29]哺乳动物化石18～16Ma3000文献[22]孢粉23Ma3000～3200文献[23]正构烷烃氢同位素26～23Ma2770±530文献[30]改则盆地湖相碳酸盐氧同位素39～36Ma50±600文献[46]有孔虫化石39～36Ma稍高于海平面文献[46]当惹雍错氧同位素46Ma2590(+730/-910)文献[47]羌塘地块中部黑虎岭古土壤氧同位素50～28Ma5200±600文献[15]可可西里地区沱沱河盆地湖相碳酸盐氧同位素39～36Ma2040(+1460/-1130)文献[48]正构烷烃氢同位素55～35Ma2000～2600文献[29]湖相碳酸盐氧同位素55～35Ma～4000文献[14]孢粉～35Ma2000文献[49]五道梁湖相碳酸盐氧同位素中新世早中期～3500文献[50]正构烷烃氢同位素～23Ma4000～4200文献[29]植物化石共存分析～19Ma1300～2900文献[51]昆仑山—柴达木地区昆仑山垭口湖相碳酸盐氧同位素中新世早中期～3500文献[50]动物化石2～3Ma到现今隆升～2700±1600文献[52]动物牙齿化石稳定同位素2.5～2Ma4331(+737/-1578)文献[38]柴达木盆地湖相碳酸盐氧同位素中新世早中期～2500文献[50]正构烷烃氢同位素10.4Ma隆升2100m到达现今高度文献[53]青藏高原东南缘黎明盆地古土壤氧同位素始新世2650±300文献[17]芒康盆地湖相碳酸盐氧同位素～23～16Ma3837(+1108/-1574)文献[54]②小龙潭盆地湖相碳酸盐氧同位素12.7～10Ma1645(+525/-747)文献[54]贡觉盆地碳酸盐氧同位素>43.2Ma>2100文献[55]剑川盆地古土壤氧同位素～37Ma3300±500文献[17]湖相碳酸盐氧同位素26～13Ma2601(+802/-1140)文献[54]③碳酸盐氧同位素～35.9±0.9Ma1200±1200文献[56]④Δ47古温度--古高程计>35.9±0.9Ma2500±700文献[57]⑤Δ47古温度--古高程计～35.9±0.9Ma2900±600文献[57]⑤孢粉～35.9±0.9Ma1300～2600文献[57]

注: ①据文献[58]，年龄为23.5±0.2 Ma；②据文献[28]，年龄为～37 Ma；③据文献[56]，剑川盆地双河组地层年龄为35.9±0.9 Ma；

④未经大陆效应矫正前的海拔为2 800±1 000 m；⑤经过海平面矫正后其海拔分别为500(+800/-500)m和900(+700/-700)m。

1 古高程计方法

1.1 稳定同位素古高程计

氧同位素古高程计的原理是降水中氧同位素组成(以δ18O表示)随着从水汽团中凝聚出来的水滴的程度而发生变化。随着雨滴的形成，水汽团中的δ18O值减少，从而造成剩余的水汽团和以后的降水中δ18O值的降低。当水汽团沿山上升时，水蒸气冷却和凝聚，从而形成“山形雨”。这个过程使得降水和相关地表水中δ18O值随海拔升高而降低[59](图2)。而古地表水成分可以保存在一些地质记录中，例如古土壤碳酸盐岩、湖相碳酸盐岩等[14]。氢同位素古高程计的原理与氧同位素一样，保留氢同位素记录的介质是植物叶片中的脂类物质[29]。通过将相关介质中保存的氧同位素提取出来(δ18Oc)，利用方解石--水分馏公式转化为降水中的氧同位素值(δ18Ow)，代入经验的氧同位素与海拔之间关系式或基于瑞利分馏建立的热动力学模型中，从而得到研究地区相应地质时代的古高程(图3)。

图2 稳定同位素古高程计原理示意图[59]Fig.2 Map of principle of stable isotope paleoelevation

图3 氧同位素测高流程图Fig.3 Flowchart of oxygen isotope paleoelevation

1.2 动植物化石古高程计

动植物化石蕴含着丰富的古环境信息，是恢复古高程的有效手段[7,21--25]。利用动植物化石恢复古海拔主要有两种方法：①最接近现代类群法NLRs(Nearest Living Relatives)，又称为共存分析法CoA(The Co--Existence Approach)，即主要依据化石群落生长的古环境与其最相近现生类群的生长环境类似，根据现今生物群落生长的海拔高度，再通过气温矫正后推测古高度[22--23,39,60]。②叶相分析法(Leaf Physiognomic Approach)建立在植物叶片具体形态特征与气候参数之间的关系基础之上,不同种属的植物在相似的气候条件下拥有类似的叶相特征，因此利用古植物叶相来估算热焓值(与气温和湿度相关的函数),结合气候多变量分析程序(Climate--Leaf Analysis Multivariate Program, CLAMP)获得古高度[21,25,28]。

1.3 Δ47古温度--古高程计

在氧同位素古高程计中，将碳酸盐岩中的氧同位素转化为大气降水中的氧同位素值需要利用方解石--水分馏公式，这需要对古温度进行估计，这是造成该方法较大误差的原因之一，而Δ47古温度--古高程计则避免了这一点。在矿物晶格中，13C-18O键并不是随机分布的，而是随温度降低其丰度逐渐增加，通过13C-18O键丰度计算碳酸盐岩形成时的温度，进而通过经验的或理论的氧同位素-海拔关系式得到古海拔[19,26,61]。

1.4 玄武岩气孔古气压和宇宙核素古高程计

玄武岩气孔古高程计是依据熔岩流顶部和底部标准气孔体积比计算古气压，从而利用古气压推算古高程的[62--63]。计算古气压公式为:

(1)

式中：Vt和Vb分别代表熔岩固结后顶部和底部的标准气孔体积；ρ是熔岩流密度；g是重力常数；H是熔岩流厚度；p代表熔岩侵位时的大气压[62]。在具体应用时，Vt、Vb、ρ和H均可以测量出，从而可以利用公式计算出岩浆侵位时的大气压p。多数学者认为海平面大气压在新生代没有显著变化，因此可以利用大气压/海拔关系式推算古海拔[63]。

宇宙核素古高程计基于原地生成宇宙成因核素生成速率与大气压之间的关系[64--66]。宇宙射线粒子与大气层中的氮、氧等原子核反应生成大量次级粒子，部分次级粒子能够穿透大气层与地表岩石中的O、Fe等原子反应形成原地生成宇宙成因核素[66]。原地生成宇宙成因核素生成速率随大气压降低而升高，而大气压与海拔之间存在对应关系，大气压随海拔升高降低，因此可以将宇宙成因核素生成速率与海拔联系起来[64,66]。

2 古高程计影响因素

2.1 稳定同位素古高程计影响因素

2.1.1 稳定同位素--海拔关系式

经验性的氧同位素--海拔关系式是基于现代大气降水中的氧同位素与海拔之间的关系建立的[11,67]，其存在两个明显问题：①空间问题；②时间问题。空间问题指以某一地区建立的氧同位素--高度梯度可能并不适用于其他地区。由于各地气候的差异性，不同地区氧同位素随高度变化差别很大，全球现代δ18OSMOW的高度梯度变化为-1.1×10-3/100 m～0.1×10-3/100 m，平均值为-0.28×10-3/100 m[67]。具体到青藏高原，丁林等将青藏高原以中央分水岭为界分为藏南和藏北，研究表明，藏南和藏北δ18O/海拔梯度不一致，分别为-0.24×10-3/100 m和-0.15×10-3/100 m。时间问题指氧同位素--海拔关系式是在现代气候环境下建立的，地质历史时期的气候环境与现今是否相同仍不清楚，尤其是在青藏高原，而气候因素，比如大气循环方式、水汽来源和降水的季节性等可能会对降水中的同位素值造成影响[68]，因此若完全按照“将今论古”的地质学思想得出的结论可能与事实相悖。

Rowley等基于瑞利分馏建立的热动力学模型主要有3个影响因素：①水汽来源，其包括水汽来源是否单一和水汽从哪里来。热动力学模型中有3个参数至关重要：起始处水汽团的温度、相对湿度和同位素值。对于起始水汽团的温度和相对湿度，Rowley等认为低纬度(南北纬35°之间)水汽团的温度和相对湿度变化有限，所引起的古海拔误差也是非常有限的，这一点导致热动力学模型目前仅适用于南北纬35°范围内地区。对于低海拔地区水汽团同位素值，热动力学模型以相对同位素值(Δδ18O)代替绝对同位素值，建立的氧同位素--海拔关系式是高海拔地区与低海拔地区δ18O值之差(Δδ18O)与海拔(h)的关系，这一点要求在应用热动力学模型时水汽团来源的单一性。此外，还要求在应用到具体高海拔地区某地质时代时，必须对相应低海拔地区同时代的同位素值做出估计，这也是该模型误差的来源之一。②该模型未考虑伴随降水发生的蒸发作用和交换作用，也未考虑云团上升过程中的湍流和混合作用。③可能不适用于高海拔地区。Hou et al.在将Rowley热动力学模型与其他模型(具体可参考文献[68])比较之后，指出Rowley热动力学模型可能不适用于高海拔地区，会明显造成过高估计海拔。

2.1.2 载体

影响载体的因素包括4个方面：载体所在地层年龄、载体所代表海拔、后期成岩作用和蒸发作用。对稳定同位素古高程计而言，载体一般选择古土壤碳酸盐、湖相碳酸盐等(氧同位素)[6,13]或植物叶片脂类物质(氢同位素)[29--30]，保存这些载体的地层年龄对于古高程测定至关重要，这里以Li等在青藏高原东南缘剑川盆地利用湖相碳酸盐氧同位素测定的古高程来说明这一点。Li等认为采集的样品所在地层(双河组)的年龄为中新世，从而在利用热动力学模型计算古高程时根据中新世相应温度将碳酸盐岩中的氧同位素值转化为大气降水中的氧同位素值，并且采用西瓦利克地区中新世古土壤中的氧同位素值做为低海拔地区的氧同位素值，大陆效应的矫正量也是依据中新世这一年代进行的矫正，得出剑川盆地在中新世的海拔为2 601(+802/-1 140)m。而Gourbet等的研究发现剑川盆地双河组地层年龄为35.9±0.9 Ma,属于晚始新世，因此，Li等计算出来的古高程可能存在问题。Gourbet等利用晚始新世的相应参数计算出来剑川盆地此时的海拔为2 800±1 000 m，在经过晚始新世相应的大陆效应矫正后为1 200±1 200 m。此外，Rowley和Currie计算伦坡拉盆地古高程时将丁青组的年龄视为中新世—上新世，而之后的研究发现丁青组的年龄为晚渐新世—中新世[23,58]。

载体所代表的海拔，从两个方面考虑：①土壤碳酸盐岩氧同位素反映的可能是局部古高程，湖相碳酸盐岩应该是来自更高海拔流域[14,61]；②由于“雨影效应”，利用稳定同位素测得的古高程可能并非是盆地本身的高度，而是水汽团运移过程中所遇到的高大屏障的高度[20]，Deng和Jia利用3种不同古高程指标对尼玛盆地所测得的高度数据表明不同古高程指标可能具有不同的高度指示意义。

图4 碳酸盐岩受后期成岩作用改造[57]Fig.4 Carbonates suffering from extensive diagenesis

后期成岩作用会改变载体中的同位素值，因此必须对样品进行成岩作用检测，只有未受到后期成岩作用改造的样品才能用来进行古高度测定[6,44,48]。目前采用的检测方法主要有3种：①测定与碳酸盐岩共存的生物化石。一些微体生物化石壳体中的同位素能够记录季节变化，通过检测与碳酸盐岩共存的这些化石壳体是否保存季节信息判断样品是否受到后期作用改造[6,32,48]。②岩相学观察。通过镜下观察样品是否发生重结晶从而判断其是否受到后期成岩作用影响[57](图4)。③砾石同位素测试法[14,44]。Deecelles等在研究尼玛盆地古高程时，测定了与古近纪碳酸盐岩同时形成的砾岩中保留的白垩纪灰岩中的δ18O值，发现该值与白垩纪灰岩中的δ18O值一致，从而证明所采集样品未受到后期成岩作用影响。

蒸发作用的影响。蒸发作用会使湖水中δ18O值增高，造成对古高度的低估[61]。Talbot根据δ18O与δ13C的相关系数将湖盆分为开放湖盆(相关系数r<0.7)和封闭湖盆(r≥0.7)[69]，因此，通常依据样品中δ18O与δ13C的相关系数(r)来判定样品是否受到蒸发作用的影响[55,61]。此外，Ca/Mg值也可以用来判断蒸发作用的影响[48]。对于利用植物叶片脂类物质中的氢同位素恢复古高程的方法，除蒸发作用外，还需要考虑植物蒸腾作用、生物合成作用以及植被类型等[29,31]。

2.1.3 温度

从野外采集的碳酸盐岩样品中的氧同位素值需要用方解石--水分馏公式转换为降水的同位素值。方解石--水分馏系数关系[70]:

1000ln(αc-w)=18.03(103T-1)-32.42

(2)

从上述公式可以看出，在转换过程中必须估计成岩温度T(Δ47古温度--古高程计可以不用考虑这一步，这也是Δ47古温度--古高程计优于单纯的稳定同位素的原因)，研究表明土壤碳酸盐岩的形成温度比年平均地表温度高出(15.8±2.8)℃[14]。在具体应用过程中，对研究区相应地质年代年平均地表温度的估计是一件非常困难的工作，这也是稳定同位素古高程计主要的误差来源之一。

2.1.4 大陆效应、纬度效应、季节性效应和降水量效应

大陆效应指降水中的氢氧同位素组成随远离海岸线而逐步降低[71]。纬度效应指当从低纬度海洋表面蒸发形成的水蒸气在向高纬度地区漂移的过程中不断降水，剩余的水蒸气中会越来越亏损δD和δ18O，相应降水中的δD和δ18O值也越低[71]。季节性效应指地球上任何一个地区大气降水的同位素组成都存在季节性变化[71]。降水量效应指大气降水的平均同位素组成是空气湿度的函数，降水的平均同位素组成与当地降水量存在某种相关关系[72]。在已发表的用稳定同位素古高程计研究青藏高原古海拔的文章中，或是没有考虑这些因素[5]，或是仅考虑部分因素[6,54]。

从上面关于稳定同位素影响因素的详细讨论，可以看出影响该方法结果准确性的因素比较多，利用这一方法得出的高度数值误差一般在1 000 m±或更高(表1)，其中温度和低海拔地区氧同位素值是误差的主要来源，而后期成岩作用和蒸发作用尽管影响非常大，但是一般可以通过检测方法进行排除。大陆效应和纬度效应等可以根据研究地区的相关研究成果进行矫正。季节性效应和降水量效应可以用多年的平均值尽可能消除。

2.2 动植物化石古高程计影响因素

动植物化石古高程计是依据化石种属与现今生物的相似性估计古高程的，因此利用动植物化石定量研究古高度最大的困难在于现今气候与地质历史时期气候之间的差异。例如，在未进行气候矫正的情况下，Sun等对孢粉利用CoA方法得到伦坡拉盆地在早中新世时海拔为2 400～2 600 m，当将气候变化因素考虑进去后，产生了690 m的矫正量，从而得到伦坡拉盆地在早中新世时海拔为3 090～3 290 m[22]。邓涛等在利用犀科肱骨远端化石研究伦坡拉盆地古高程时，倘若直接将其与现生生物生活环境对比，则表明伦坡拉盆地在18～16 Ma时海拔<2 000 m，但是考虑到这一时期温度比现今温度高4℃，经过矫正后其海拔接近3 000 m[21]。此外，无论是CLAMP还是CoA方法，都是以化石植物对气候的耐性没有变化为前提的[39]。对于动物化石而言，其活动范围也是需要考虑的因素。例如：许强等对羌塘北部和可可西里地区藏羚羊牙齿珐琅质δ18O的古高度测定结果表明其平均海拔应该在(3 987±609)m，明显低于实际采样高度(4 906±269)m，他们将其归因于藏羚羊的活动性[38]。

2.3 玄武岩气孔古气压古高程计影响因素

根据玄武岩气孔古气压古高程计算公式(1)，熔岩流厚度H、熔岩固结后顶部和底部气孔体积Vt和Vb是影响最终结果的关键因素。为了精确测量这3个参数，要求分析样品需满足以下条件[73--74]：①所测样品应来自单一熔岩流，具有简单的喷发、流动、冷凝和定位历史。即要求熔岩流中的气体保持封闭体系，在熔岩流动过程中，不存在外部气体大量“注入”和气体“逸出”现象，也未与其他熔岩流发生混合。②熔岩流规模中等。从理论上讲，熔岩流厚度介于1～5 m之间最为合适，太薄或太厚的熔岩流均会对结果造成较大影响。③一般选择玄武质熔岩流。原因为玄武质熔岩流黏度小、流动性大、厚度稳定、强度相对较小，因此气泡对大气压强反应敏感。在具体测量参数H时，由于熔岩流最顶和最底面在冷凝过程中的变形和收缩，因此最理想的采样位置是距最顶面和最底面1～3 cm范围内，参数H即为顶底采样位置之间的距离[73]。目前测量气泡体积最精确的方法是三维CT扫描法。该方法目前的误差在400 m±[62,73]。

玄武岩气孔古气压古高程计对熔岩流样品的要求非常高。此外，该方法最重要的问题是没有考虑后期地质作用的影响，尤其是埋藏作用对气孔体积的影响[75--76]。例如，熔岩形成后，在浅埋阶段和/或抬升剥蚀阶段遭受风化淋滤作用产生大量溶蚀孔、洞[75]；在深埋阶段，由于压实作用、胶结作用和溶解作用等均会对原生气孔的形态和体积进行明显改造[76]。由于以上原因，目前，该方法还未在青藏高原应用。

2.4 宇宙核素古高程计影响因素

原地生成宇宙成因核素古高程计最重要的影响因素是相关核素的产生速率，其不仅与海拔有关，还受到侵蚀作用、埋藏作用、暴露时间、宇宙射线流量和样品埋深等的影响[77,78]。Riihimaki和Libarkin针对不同的侵蚀--沉积--埋藏--抬升历史分别提出了不同的古高程计算公式(具体公式可参考文献[77])，这些公式的应用均要求研究地区的侵蚀和埋藏历史是已知的。为了计算出古高程，大气密度必须是已知的。然而，相关研究表明，因极地和赤道地区大气密度的不同对宇宙成因核素的产生速率也会有影响[79]。此外，在地质历史时期，气候条件的改变、大地构造活动和高大山脉对大气环流的影响等因素对大气压的影响是很难进行评估的。同时，次级宇宙射线流量的变化也是难以测定的。在实际的应用中，通常假定大气密度和产生相关核素的次级宇宙射线流量是恒定的[78]。关于该古高程计的误差，根据相关研究，样品0.5 m的深度误差可以导致样品1 000 m的海拔高度误差；10%的核素浓度误差同样可能导致1 000 m的海拔高度误差[78]。在使用宇宙成因核素进行测量前还需要保证以下几点:①样品核素量必须能够满足应用质谱分析；②背景核素量相对于宇宙成因核素量较小；③现代核素量相对于地质历史时期核素量小；④样品暴露年龄能够使用40Ar/39Ar或类似技术测定[78]。

从上述简短分析中可以看出该方法对样品的要求非常高，应用条件也非常苛刻，Brook等根据宇宙成因核素含量与地表抬升速率间的关系证明南极洲山脉干谷(Dry Valleys)地区在约3 Ma时已经处于现今海拔[65]。目前，在青藏高原地区，有利用宇宙核素计算地表暴露年龄和侵蚀速率的，这也是宇宙成因核素目前最主要的应用方向之一，例如：Kong等利用宇宙成因26Al-10Be对西昆仑和可可西里北部地表基岩的剥蚀速率进行了测定，结果显示西昆仑平均剥蚀速率为12 m/Ma，可可西里北部平均剥蚀速率是15 m/Ma[80]。目前还未见有利用该古高程方法在青藏高原进行定量古海拔测定的报道。

3 不同古高程指标结论的不一致性

随着青藏高原古高程数据的积累，发现对同一地区利用不同指标或同种指标得到的高度相差较大(1 000 m以上)[3]。关于这个问题，现在还没有很好的解释，现以拉萨地块南部冈底斯地区、拉萨地块北部和可可西里地区的古高程数据为例说明该问题。

根据不同指标古高程数据(表1)，拉萨地块南部冈底斯地区在15 Ma前已经达到现今高度[18,21,42--43]，这个时间可以提前到早始新世[6,19]，但存在少数不同意见[39,60]。对于拉萨地块北部地区，古高程数据分歧非常大(表1、图5)，利用稳定同位素古高程计得到的古海拔[13,29,44]比利用动植物化石古高程计得到的古海拔[22--23]要高1 000 m以上，并且同种方法所测得的古海拔也不同[22,35--36]，例如在伦坡拉盆地，同种方法正构烷烃氢同位素得到的古高程相差1 000 m±[29--30]。在可可西里地区，古高程数据差别同样非常大(表1)，利用湖相碳酸盐氧同位素，Cyr和Quade等测得的该地区始新世期间的古高程相差达到2 000 m±，而正构烷烃氢同位素和孢粉的结论与Cyr等的结论一致[29,49]。而对于该地区早--中中新世的高程，利用植物化石共存分析[51]、湖相碳酸盐氧同位素[50]和正构烷烃氢同位素[29]得出的高度依次增加(表1)。

图5 拉萨地块北部新生代古高度(数据来源见表1)Fig.5 Paleoelevation of northern Lhasa terrane in Cenozoic

Rowley等建立的热动力学古高程模型只适用于南北纬35°范围内，并且要求水汽来源的单一性，而可可西里地区可能并不满足这两个重要的前提条件[81--82]，因此将热动力学古高程计应用到可可西里地区可能并不合适，其结论有待讨论。拉萨地块北部沿班公—怒江缝合带分布的伦坡拉盆地和尼玛盆地是研究的热点地区(图1)，相关古高程结论的主要分歧在于该地区在晚渐新世—早中新世的海拔。将这些数据分为3个高度梯度(图5)，梯度1：拉萨地块北部在晚渐新世—早中新世海拔已经达到该地区现今高度，此后未发生变化[13,29,44]；梯度2：拉萨地块北部在晚渐新世—早中新世海拔在3 000 m±[22--23,30]；梯度3：拉萨地块南部在晚渐新世—早中新世处于低海拔环境，应该不超过1 000 m[24,45]。

值得注意的是各个梯度所采用的古高程指标：梯度1采用稳定同位素，梯度2采用哺乳动物化石、孢粉和氢同位素，梯度3采用鱼化石。鱼化石反映的应该是湖面本身大致的海拔，而哺乳动物的活动范围较大[20,38]，其反映的可能是研究地区大致的海拔。对于孢粉指标而言，孢粉化石可能经过长距离的搬运，很难代表化石产地真实的植被情况[23,39,60]，其反映的有可能是盆地附近山地的海拔(比盆地本身海拔要高)[23]，也有可能是由风携带至盆地，反映的是低海拔地区的高度(比盆地本身海拔要低)[60]。因此，孢粉指标所反映的古高程可能包括盆地本身及周边地区的高度。此外，确认孢粉最接近现代种的精确度存在困难[39,60]，这也给利用孢粉指标测量古高度增加了不确定性。稳定同位素得出的古高程要比其他指标得出的高程要高(图5)，若拉萨地块南部冈底斯地区在早始新世已经到达现今高度，从原理上考虑，稳定同位素古高程计所反映的可能并非是盆地本身的海拔，而是水汽团运移过程中遇到的高大屏障的海拔，例如拉萨地块南部在早始新世已经隆起的冈底斯山脉[20]。冈底斯山脉的存在，造成背风坡降水中同位素值明显降低，尽管背风坡地区可能并不具有与同位素值相匹配的海拔高度[20]，这也解释了为什么在拉萨地块北部稳定同位素古高程计的结论明显高于其他古高程计的结论。对于同样是利用氢同位素测量伦坡拉盆地古高程但结果却不一致的现象[29--30]，两者最大的差异在于实验得到的δDwater不同，Jia等得出的值是-77±11‰，而Polissar等的平均值是-126‰，原因尚不清楚，更负的δDwater当然会产生更高的海拔估计。

若这些古高程数据是合适的，则它们之间的差异可能反映不同古高程指标表征的高度属性不同，动植物化石指示的可能是盆地高度，且由于其活动范围较大，因此所反映的高度具有较大的波动范围，而氢氧同位素指示的可能是研究区周围高大山脉的海拔(图6)。这暗示拉萨地块在晚渐新世—早中新世可能具有大的地形起伏(图6)，明显不同于现今的地貌特征。但是也应注意到影响各古高程数据的因素比较多，尤其是稳定同位素古高程计，其误差往往在1 000 m±。

图6 拉萨地块晚渐新世—早中新世可能地貌示意图(数据来源见表1)Fig.6 Possible topography of Lhasa terrane during Late Oligocene--Early Miocene

4 结语

定量古高程数据对于理解青藏高原的隆升历史和隆升机制至关重要，然而现今已发表的相关古高程文章所得结论之间存在较大争议，尤其是晚渐新世—早中新世拉萨地块北部的海拔。以现今已发表的古高程数据为基础，通过对各古高程指标原理及影响因素的深入探讨，认为地形因素可能是这种差异一个合理的解释。在今后的相关工作中，一方面要优化现有古高程指标，尤其对各古高程指标影响因素和机理进一步深入研究；另一方面，寻找新的古高程替代指标。同时，现有古高程研究集中在藏南地区，广阔的藏北地区缺少古高程数据，这也是今后需要完善的地方。