劉 焰

(中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所,北京 100037)

0 引言

當(dāng)前主流觀點(diǎn)認(rèn)為人類排放的巨量CO2氣體，難以被地球吸收，只能導(dǎo)致大氣CO2濃度無限上揚(yáng)，其所產(chǎn)生的溫室效應(yīng)將給人類自身發(fā)展帶來極為嚴(yán)重的負(fù)面影響，但不同觀點(diǎn)依然存在。深入探討始新世以來大氣CO2濃度與環(huán)境變化過程，可以正確認(rèn)識(shí)人類巨量碳排放之后果。大量研究揭示出：從始新世到漸新世末期，大氣CO2濃度大幅下降[1-7]，全球變冷，大陸冰川因此形成[1-7]； 從中新世至今，大氣CO2濃度在低濃度背景之下波動(dòng)，總體呈現(xiàn)長周期緩慢下降之勢[1-8]，但目前不清楚大氣CO2濃度下降的機(jī)制[8-9]，也不知道巨量大氣CO2到何處去了[8-9]； 始新世以來，小印度陸塊持續(xù)與大亞洲陸塊匯聚，逐漸形成了青藏高原[10]。很早就有學(xué)者從地球表層碳循環(huán)角度提出了“青藏高原的隆升導(dǎo)致了全球變冷”的觀點(diǎn)[11-13]，但這一觀點(diǎn)既沒有解釋清楚“巨量大氣CO2到何處去”的問題，也沒有深入探討“青藏高原本身排放大量CO2”的問題，因此該觀點(diǎn)受到了強(qiáng)烈的質(zhì)疑[14-16]。這些激烈的爭論充分反映了傳統(tǒng)的地球表層碳循環(huán)研究模式已不能解決當(dāng)前社會(huì)關(guān)注的熱點(diǎn)問題，更不能準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)人類巨量碳排放之后果。因此，重點(diǎn)關(guān)注碳元素在地球內(nèi)部與表層雙向交換過程的深部碳循環(huán)的研究模式應(yīng)運(yùn)而生，成為了當(dāng)前主要的研究方向。筆者曾初步探討了喜馬拉雅、藏南一帶的深部碳循環(huán)過程[17-18]，發(fā)現(xiàn)喜馬拉雅山脈、藏南高原在形成過程中，通過硅酸巖的化學(xué)風(fēng)化、植物的光合作用、陸內(nèi)俯沖以及水巖相互作用等方式，將巨量大氣CO2轉(zhuǎn)化為富含CO2的流體/巖漿，儲(chǔ)存在藏南厚地殼之內(nèi)[17-18]。這項(xiàng)工作表明藏南高原是一個(gè)新生的碳儲(chǔ)庫，但問題依然多多。例如，青藏高原做為一個(gè)整體，到底扮演何種角色？人類巨量碳排放到底產(chǎn)生什么后果？未來海平面是否因?yàn)榇箨懕ǖ南Ф焖偕仙?？本文在前人工作基礎(chǔ)之上，從青藏高原地質(zhì)背景與演化過程、深部碳循環(huán)、表層水循環(huán)以及環(huán)境變化等角度，再次深入探討上述關(guān)鍵問題，并以此為基礎(chǔ)，初步分析人類巨量碳排放之后果。

1 青藏高原地質(zhì)背景

從北至南，祁連、昆侖、金沙江、龍木錯(cuò)—雙湖—瀾滄江、班公湖—怒江、松多、雅魯藏布江等大型縫合帶將青藏高原劃分為不同地體(圖1和圖2)。

1.殼源火山碳酸巖； 2.殼源火成碳酸巖脈； 3.波密殼源火成碳酸巖脈群； 4.地名； 5.剖面線； 6.新生代碳質(zhì)陸源碎屑巖； 7.縫合帶； E.古近系; N.新近系; Q.第四系； YS.雅江縫合帶; SS.松多縫合帶; BNS.班怒縫合帶； LS.龍木錯(cuò)雙湖縫合帶; JS.金沙江縫合帶; KS.昆侖縫合帶; QS.祁連縫合帶

圖1 青藏高原地質(zhì)簡圖

(據(jù)文獻(xiàn)[10, 18-19]修改)

Fig.1GeologicalsketchofTibetanPlateau

(modified after references [10, 18-19])

圖2 青藏高原地質(zhì)剖面圖

從老至新，青藏高原地質(zhì)與環(huán)境背景如下。

1.1 始新世

這一時(shí)期，南起雅魯藏布江縫合帶南側(cè)，北到金沙江縫合帶的廣大區(qū)域(圖1和圖2)，成為了青藏地區(qū)早期的盆-山體系，形成了眾多的山脈群，如岡底斯、唐古拉等山脈，而早期的板塊縫合帶成為了地勢相對(duì)低洼的盆地群(圖1)。由于地殼尚未增厚，根據(jù)重力均衡原理，筆者推測這一時(shí)期的山脈海拔高度難以達(dá)到4 000 m以上。盆地的海拔高度多接近海平面高度[20]。此時(shí)氣候溫暖濕潤，植被發(fā)育，大氣CO2濃度較高[1-7]，發(fā)生了強(qiáng)烈的硅酸巖化學(xué)風(fēng)化作用。部分風(fēng)化產(chǎn)物和生物體堆積在山脈周邊的陸相盆地內(nèi)，形成了碳質(zhì)含量較高的陸相沉積，例如，岡底斯山脈北部的牛堡組含有豐富的泥灰?guī)r、油頁巖和煤[21]。

1.2 始新世—漸新世之交

此時(shí)期陸內(nèi)俯沖的印度板片遭受了高溫變質(zhì)作用，形成了高壓麻粒巖[22-24]、高角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)雜巖[24]，表明青藏地區(qū)下地殼開始增厚，同時(shí)釋放出富含CO2[17-18, 25]和SiO2的流體[17-18, 24]，前者形成了殼源碳酸巖[17-18, 26]，而后者則形成了淡色花崗巖[17-18, 24]。前述始新世的盆-山體系，因其下地殼突然增厚而快速隆升，形成了初始的青藏高原，遭受了強(qiáng)烈的硅酸巖化學(xué)風(fēng)化作用：高聳的山脈被夷平，低矮的盆地被填平，從盆-山地貌逐步轉(zhuǎn)變?yōu)楦咴孛病?/p>

有2個(gè)獨(dú)立的證據(jù)表明初始高原的海拔高度已達(dá)到了海拔4 000 m，與現(xiàn)今高原的高度相差不大。一個(gè)是前述的下地殼證據(jù)，那時(shí)的地殼已經(jīng)厚達(dá)50 km[17-18, 22-24]，與現(xiàn)今高原地殼厚度相近，重力均衡原理表明，厚地殼與高海拔地形相輔相成，有厚地殼就有高海拔地形，反之亦然； 另一個(gè)是湖相碳酸鹽礦物的氧同位素證據(jù)，反映高原中部的倫坡拉盆地[27]、尼瑪盆地[28]的海拔高度已達(dá)4 000 m。當(dāng)然，也有不同觀點(diǎn)：古生物學(xué)家根據(jù)倫坡拉盆地內(nèi)丁青湖組湖相沉積巖中所發(fā)現(xiàn)的熱帶動(dòng)植物化石，認(rèn)為在漸新世晚期，倫坡拉盆地海拔高度不可能達(dá)到4 000 m，應(yīng)該只有2 000 m海拔高度上下[29-30]。筆者考慮當(dāng)時(shí)初始高原位于北緯10°～20°之間的熱帶地區(qū)[7]，同時(shí)漸新世晚期的地表平均溫度也比較高[1-7]，因此認(rèn)為那時(shí)的(亞)熱帶動(dòng)植物生活在海拔4 000 m的地區(qū)也不是不可能，故贊同初始高原海拔高度與現(xiàn)今相差不大的觀點(diǎn)[17-18,27-28]。

在初始高原內(nèi)部，識(shí)別出3條因硅酸巖化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物堆積而成的碎屑巖帶(圖1和圖2)。最南端的碎屑巖帶位于岡底斯塊體南部的斷陷盆地內(nèi)，包括鈣質(zhì)或泥質(zhì)膠結(jié)的礫巖，夾有薄層泥灰?guī)r。這套碎屑巖沿朗縣、加查、日喀則、昂仁、巴嘎一線呈近EW向帶狀斷續(xù)分布2 000 km以上[21](圖1)。中部的碎屑巖帶位于岡底斯塊體的中、北部，東起工布江達(dá)縣經(jīng)墨竹工卡到西部的仲巴、革吉的2 000 km范圍內(nèi)，包括秋烏組含煤碎屑巖和日貢拉組磨拉石[21](圖1)。北部的碎屑巖帶沿班公湖—怒江縫合帶產(chǎn)出，東起左貢—芒康盆地，經(jīng)比如盆地、那曲盆地，再向西，經(jīng)倫坡拉盆地、尼瑪盆地，到改則、獅泉河等地，延伸3 000 km以上(圖1)。拉屋拉組含煤碎屑巖產(chǎn)出于東部的左貢一帶，康托組碎屑巖廣泛產(chǎn)出于中部的比如、那曲、尼瑪?shù)扰璧貎?nèi)，而牛堡組上部和丁青湖組下部的碎屑巖則廣泛產(chǎn)出于倫坡拉、改則等地[21]。

印度陸塊持續(xù)揳入亞洲陸塊導(dǎo)致初始高原內(nèi)部上地殼發(fā)生了強(qiáng)烈的水平縮短[19，31-34]，新生碎屑巖和生物因此被大型逆沖斷層掩埋[30-34]，逐漸脫離了和大氣圈的接觸(圖1和圖2)。初始高原不斷向外擴(kuò)張、生長：南部，現(xiàn)今的藏南低分水嶺開始隆升，拉軌崗日、康馬等地的片麻巖被擠出至地表附近，前述的淡色花崗巖也被抬升到地表，遭受了化學(xué)風(fēng)化作用，青藏高原獨(dú)特的高87Sr/86Sr比值的物質(zhì)因此大量進(jìn)入了海洋[11, 35]，導(dǎo)致了大洋有孔蟲化石的87Sr/86Sr比值開始升高[7, 36]； 北部，唐古拉山脈向北逆沖于更北部的可可西里、巴顏喀拉地塊之上[10, 19, 37-39]，可可西里、巴顏喀拉地塊相繼轉(zhuǎn)變?yōu)榍瓣懪璧?圖1和圖2)。硅酸巖化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物堆積在可可西里等前陸盆地內(nèi)，形成了碳質(zhì)含量較高的沱沱河組上部巖石，隨后被大型逆沖斷裂所掩埋[37-39]。

1.3 漸新世

早期初始高原繼續(xù)向外緣擴(kuò)展、生長[10]。北部、可可西里前陸盆地向南俯沖于唐古拉山脈之下(圖2)，同時(shí)廣泛接受周緣硅酸巖化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物，形成了富含碳質(zhì)的雅西措組湖相沉積巖。在初始高原中部的山間盆地內(nèi)，則廣泛發(fā)育康托組、丁青湖組等沉積巖，這些沉積巖的底部多為粗粒碎屑巖，向上則相變?yōu)楹嗵妓猁}巖[21, 28]。

1.4 漸新世—中新世之交

位于藏南低分水嶺之南約70 km的喜馬拉雅山脈開始隆升[40-42]，在降水剝蝕和構(gòu)造擠壓共同作用之下，高喜馬拉雅結(jié)晶雜巖出露地表，遭受化學(xué)風(fēng)化作用，部分風(fēng)化產(chǎn)物堆積在山前的西瓦里克前陸盆地內(nèi)，形成了西瓦里克礫巖[18, 35]； 另一部分風(fēng)化產(chǎn)物則進(jìn)入了海洋，導(dǎo)致了大洋有孔蟲化石的87Sr/86Sr比值進(jìn)一步升高[7, 36]。北部、可可西里前陸盆地開始隆升[10]，并遭受了強(qiáng)烈的近SN向地殼的縮短變形[37-39]?？煽晌骼飰K體北界的昆侖山斷裂帶開始活躍，北向逆沖于柴達(dá)木盆地之上[10, 43-44]。初始高原內(nèi)部的上地殼發(fā)生了強(qiáng)烈的水平縮短[19，31-34, 45]，進(jìn)一步導(dǎo)致了早期硅酸巖化學(xué)風(fēng)化所形成的碎屑巖和生物體被深埋，脫離了和大氣圈的接觸(圖1和圖2)，如前述岡底斯南緣的碎屑巖常被南北對(duì)沖的大型逆沖斷裂所掩埋(圖1和圖2)[19]，牛堡組、丁青湖組和康托組常被大型逆沖推覆構(gòu)造輸送到高原厚地殼內(nèi)部(圖1和圖2)[31-34, 45]。無論在規(guī)模與海拔高程上，此時(shí)期的高原與現(xiàn)代的青藏高原相似，終于導(dǎo)致了大氣環(huán)流模式發(fā)生了變化：夏季來自印度洋的暖濕氣流難以進(jìn)入到亞洲內(nèi)陸，西伯利亞高壓進(jìn)一步得到增強(qiáng)，形成了亞洲冬季風(fēng)，這導(dǎo)致了亞洲內(nèi)陸表層進(jìn)一步變冷、變干，最終形成了沙漠和廣泛分布的風(fēng)塵堆積[46-48]。

1.5 中新世

此時(shí)期的擠壓變形主要發(fā)生于高原邊緣，并持續(xù)向外緣傳遞[10]。高原西北部，西昆侖山脈北向逆沖于塔里木盆地之上； 高原北部，昆侖山脈向北逆沖于柴達(dá)木盆地之上，導(dǎo)致了此時(shí)期的塔里木盆地、柴達(dá)木盆地進(jìn)一步轉(zhuǎn)變?yōu)榍瓣懪璧?，南向俯沖于青藏高原之下，并廣泛接受硅酸巖化學(xué)風(fēng)化作用所形成的碎屑巖(圖1和圖2)。在柴達(dá)木盆地內(nèi)形成了厚達(dá)3 000 m的油砂山組，含有較豐富的油頁巖，在塔里木盆地內(nèi)則形成了近1 000 m厚的陸源碎屑沉積巖。在高原南部，藏南拆離斷裂(STD)、主中央逆沖斷層(MCT)等大型斷裂體系持續(xù)活躍[22, 40-42, 49]，源源不斷地將喜馬拉雅結(jié)晶雜巖擠出地表，遭受化學(xué)風(fēng)化作用，風(fēng)化產(chǎn)物持續(xù)堆積在西瓦里克前陸盆地內(nèi)(圖1和圖2)，最終形成了規(guī)模巨大的西瓦里克沉積雜巖[18, 35]。

高原內(nèi)部此時(shí)上地殼的水平縮短較弱，主要發(fā)育(近)SN、NE和NW向的張性斷裂體系和走滑拉分?jǐn)嗔严到y(tǒng)(圖1)[19, 41, 50-51]。在張性斷裂體系內(nèi)，常有殼源火成碳酸巖產(chǎn)出(圖1)。這類巖石最早發(fā)現(xiàn)于東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)[26]，多呈巖脈產(chǎn)出，具有典型的侵入構(gòu)造，如呈巖脈、巖枝產(chǎn)出，常捕獲圍巖包體，不具有沉積層理等[26]，發(fā)育典型的以矽卡巖化為特征的圍巖蝕變帶，但其地球化學(xué)特征完全不同于地?；鸪商妓釒r[26]，稀土元素含量極低，不含有稀土礦物等[17-18, 26]。之后，在波密地區(qū)、沃卡裂谷等地發(fā)現(xiàn)了大量的巖脈群[18]。詳細(xì)的巖石成因研究揭示出這類巖石中的碳元素主要來自大氣CO2，是再循環(huán)的碳[17-18, 26]。青藏高原隆升時(shí)，遭受了強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用，其產(chǎn)物堆積在山脈周邊的前陸盆地內(nèi)，再隨平板俯沖的印度陸殼進(jìn)入到青藏高原深部，轉(zhuǎn)變成大理巖。俯沖板片中的含水礦物在高溫下發(fā)生脫水，形成花崗巖漿?；◢弾r漿再與俯沖的大理巖發(fā)生交代反應(yīng)，釋放出含鈣、鎂離子且富含CO2和水的高溫流體，這種流體就是殼源碳酸巖漿[17-18]，交代反應(yīng)的殘余物就是廣泛產(chǎn)出于高喜馬拉雅結(jié)晶雜巖中的鈣鋁硅酸巖[17-18, 25, 52-53]。

最近的調(diào)查在藏北多個(gè)大型裂谷帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了大量噴出的火山碳酸巖(圖1、圖3和圖4)。在藏北依布茶卡裂谷里，南北長達(dá)100 km的范圍內(nèi)發(fā)現(xiàn)了大量的火山碳酸熔巖噴出地表(圖3)，形成了大小不一的枕狀球體，具有內(nèi)核和垂直內(nèi)核生長的外殼(圖3(a))，堆積成火山錐體(圖3(d))。

(a) 單個(gè)枕狀熔巖 (b) 枕狀熔巖斷面(示意枕狀熔巖包括內(nèi)核與圍繞內(nèi)核呈放射狀產(chǎn)出的熔巖)

(c) 噴出的熔巖(常具有內(nèi)核與放射狀殼體) (d) 枕狀碳酸熔巖宏觀照片(多個(gè)枕體堆積成火山錐體)

圖3 藏北依布茶卡裂谷帶火山碳酸巖

(位置詳見圖1)

Fig.3VolcaniccarbonatitesinYibuchakariftofnorthernTibetanPlateau

(locations shown in the Fig.1)

(a) 火山碳酸巖沿NW、SE向斷裂噴出，捕獲圍巖包裹體(位置詳見圖1)

(b) 噴出的火山碳酸熔巖 (c) 同心圓狀火山碳酸熔巖

圖4 改則北火山碳酸巖

Fig.4VolcaniccarbonatitesinGezeareaofnorthernTibetanPlateau

(locations shown in the Fig.1)

這些火山熔巖主要礦物成分為方解石，含有少量的硅灰石、磁鐵礦等礦物。在改則北200 km處，可見火山碳酸熔巖沿?cái)嗔褞姵觯东@圍巖包裹體(圖4)。藏北高原火山碳酸熔巖的發(fā)現(xiàn)，充分反映了整個(gè)高原厚地殼內(nèi)部充滿了這種富含CO2的高溫流體(圖2)?，F(xiàn)今青藏高原不同地區(qū)的裂谷中發(fā)育的溫泉，正在持續(xù)向大氣圈直接排放CO2，也佐證這一觀點(diǎn)。

此時(shí)期的高原內(nèi)部發(fā)育了古大湖，在昆侖山脈之南，已識(shí)別出水域面積至少達(dá)15萬km2的古大湖[21, 54]，表明早在2 000萬a前，亞洲的“水塔”就已初具規(guī)模。到中新世中期，藏南高原的海拔高度就與現(xiàn)今高度相似[55]，而喜馬拉雅山脈則在中新世中晚期達(dá)到現(xiàn)今的高度[56-57]。

1.6 上新世—現(xiàn)今

在上新世期間(5.4～3.4 Ma)，高原廣泛發(fā)育湖相沉積巖[21, 54](圖2)，南部喜馬拉雅西部吉隆—扎達(dá)盆地一線，廣泛發(fā)育沃馬組地層，其中產(chǎn)有豐富的三趾馬等熱帶、亞熱帶化石。在藏北高原的那曲、比如盆地產(chǎn)出有布隆組地層，發(fā)現(xiàn)了大量的松樹、三趾馬等化石，表明松樹曾生長在藏北高原。

柴達(dá)木盆地、祁連山、天山、六盤山及賀蘭山等山脈相繼隆升，終于形成了當(dāng)今中國大陸地貌?，F(xiàn)今由于印度陸塊以約5 cm/a的速率向亞洲陸塊內(nèi)部挺進(jìn)[10]，導(dǎo)致青藏高原仍不斷生長，不斷向外緣擴(kuò)張。高原南部，頭朝南的逆沖斷裂系不斷向南遷移，將更多印度陸塊物質(zhì)以及喜馬拉雅山脈化學(xué)風(fēng)化之后的產(chǎn)物卷入到青藏高原陸內(nèi)造山之中(圖2)。高原東部，NE走向的逆沖斷裂系不斷地向四川盆地內(nèi)部遷移[58]。高原東北部，逆沖斷裂持續(xù)向阿拉善內(nèi)部遷移[58]。這導(dǎo)致了高原周邊及內(nèi)部大地震頻繁發(fā)生，例如，1921年海原大地震、2008年汶川大地震、2015年尼泊爾大地震均在這種擠壓背景下發(fā)生。汶川大地震導(dǎo)致汶川地區(qū)山體抬高了約2 m； 尼泊爾大地震也導(dǎo)致該區(qū)山脈抬升了約2 m，同時(shí)，尼泊爾首都加德滿都向南移動(dòng)了約3 m。這充分證明青藏高原就是通過一次又一次的大地震向四周擴(kuò)張、生長的[58](圖2)。地震未發(fā)生時(shí)，山體仍在緩慢隆升，到一定高度之后，不穩(wěn)定，易發(fā)生大滑坡，滑坡體堵塞大江大河，例如在2018年，金沙江2次因山體滑坡被堵，雅魯藏布江也因山體滑坡被堵，這充分反映了高原仍在持續(xù)生長，只是剝蝕速率與隆升速率相同，高原高度不變。

2 討論

2.1 青藏高原湖泊變遷與環(huán)境變化

大量調(diào)查揭示出，晚更新世時(shí)期，青藏高原曾存在眾多的古大湖，湖泊水位頻繁升降[59-62]。當(dāng)前研究程度較高的湖泊當(dāng)屬納木錯(cuò)、色林錯(cuò)等湖泊[63-66]。測年、遙感、地質(zhì)填圖等數(shù)據(jù)均表明，在距今約12萬a前的末次間冰期，對(duì)應(yīng)著MIS(海洋同位素地層)的第5e階段，藏北存在一個(gè)巨型湖泊，湖面海拔高度大約為4 860 m，水域面積至少有20萬km2[63-66]。此時(shí)，高原地區(qū)森林植被發(fā)育，松樹等大型喬木植物很可能生長在海拔4 000 m以上的區(qū)域[66]。這時(shí)期的全球地表平均氣溫比現(xiàn)今高約5 ℃[64, 67]，大陸冰川大幅萎縮[68-72]。到距今7.2萬a～5.3萬a之間，相當(dāng)于MIS的第4階段，地球進(jìn)入了末次冰期，大陸冰川急劇擴(kuò)張[68-72]。此階段藏北高原古大湖水面快速下降超過100 m[63-66]，高原植被大幅萎縮，且以草本植物為主[66]。之后，在MIS的第3階段，距今4.3萬a～3萬a之間，此時(shí)氣候溫暖濕潤，大陸冰川又再次大幅收縮[68-72]。高原地區(qū)的森林植被面積則再次迅速擴(kuò)大[62-66]，古湖水位又開始上升，但由于怒江等水系的溯源侵蝕，導(dǎo)致藏北古大湖外泄，湖泊水域面積有限[62-66]。盡管如此，高原內(nèi)部還是發(fā)育了多個(gè)上萬km2的古大湖[62]。高原北部鄰區(qū)，現(xiàn)今沙漠地帶中，此時(shí)期同樣發(fā)育古淡水大湖[73-74]，例如，在現(xiàn)今騰格里沙漠中，曾發(fā)育水域面積至少達(dá)2萬km2的古騰格里大湖[74]，說明了在距今4萬a前的大暖期，亞洲內(nèi)陸地區(qū)很可能不存在大型沙漠，代之以生機(jī)勃勃的綠洲[74]。

在距今3萬a～1萬a之間，MIS的第2階段，大陸冰川再次擴(kuò)張[68-72]。此時(shí)，藏北高原湖泊水位下降明顯，水域面積大幅縮小，并且淡水湖泊開始轉(zhuǎn)變?yōu)橄趟62-66]，高原植被再次以草本植物為主[66]; 但到該階段晚期，即距今1.3萬a～1.1萬a之間，地球有個(gè)短暫的變暖，青藏高原湖泊水域面積再次擴(kuò)大，水位上升[59, 62]。隨后，地球就進(jìn)入了新仙女木寒冷時(shí)期，高原湖泊再次萎縮，部分湖泊甚至成為了鹽湖[63-64]。全新世大暖期間，高原湖泊面積又再次增大，水位上升，但變化幅度不大。之后，隨著全球變冷，高原湖泊又開始萎縮。

這就產(chǎn)生一個(gè)新問題，青藏高原古大湖里的水到何處去了？一個(gè)觀點(diǎn)是轉(zhuǎn)化為高原冰川。確實(shí)，高原湖水漲落與青藏高原冰川變化有因果關(guān)系[65]，但現(xiàn)今青藏高原冰川的總分布面積也才不到5萬km2，大體與現(xiàn)今高原湖泊總面積相當(dāng)[75]，若按激進(jìn)的估計(jì)值，冰川平均厚度100 m計(jì)算，青藏高原冰川總量也才5 000 km3。西藏境內(nèi)古大湖的分布面積保守估計(jì)也有20萬km2，是當(dāng)前青藏高原湖泊總面積的4～5倍[62-66]，已消失的湖水深度就至少達(dá)139 m[63-66]，若再加上消失的青海、甘肅、寧夏、內(nèi)蒙古等地的古湖水[62, 73-74]，則消失的水量更驚人。簡單的質(zhì)量平衡計(jì)算表明，除了形成青藏高原冰川之外，還有大量的水資源被輸送到其他地區(qū)。考慮大陸內(nèi)陸的湖泊水位漲落與大陸冰川變化密切相關(guān)，特別是晚更新世以來北半球大陸冰川的增長，是以亞洲內(nèi)陸干旱、荒漠化為代價(jià)，而大陸冰川的縮小，亞洲內(nèi)陸表層則表現(xiàn)為比較濕潤，植被發(fā)育。根據(jù)質(zhì)量守恒原理，筆者提出“水在大陸內(nèi)陸表層與大陸冰川之間循環(huán)(圖5)”的猜想。全球變冷時(shí)，水從(亞洲)大陸內(nèi)陸表層遷移至大陸冰川，這導(dǎo)致了(亞洲)大陸內(nèi)陸的荒漠化，而全球變暖時(shí)，水又回到了(亞洲)大陸內(nèi)陸表層，沙漠變成綠洲(圖5)。

圖5 大陸內(nèi)陸表層與大陸冰川水循環(huán)簡圖

為進(jìn)一步驗(yàn)證這個(gè)猜想，再對(duì)比青藏地區(qū)長周期數(shù)據(jù)。漸新世晚期，大約距今25 Ma，南極冰蓋形成之后，地球回暖，導(dǎo)致了南極冰蓋大幅萎縮[1-3]，此時(shí)期高原湖泊發(fā)育，形成了廣泛分布的丁青湖、康托、雅西措等湖相沉積巖。

漸新世—中新世之交，地球經(jīng)歷了一個(gè)短暫的快速變冷，常稱其為Mio-1冰期[1-3]，此時(shí)大陸冰川快速擴(kuò)張[1-3]。高原湖泊大幅萎縮，湖相沉積巖匱乏，廣泛發(fā)育沉積間斷[21, 39, 54]。在高原北部鄰區(qū)，發(fā)現(xiàn)了風(fēng)塵堆積[46-48]，充分證明了此時(shí)期亞洲內(nèi)陸表層干旱缺水[46-48]。

中新世初期，全球再次變暖，大陸冰川再次大幅萎縮[1-3]，高原則再次出現(xiàn)了多個(gè)古大湖，形成了近水平產(chǎn)狀的五道梁組等湖相地層，角度不整合于前述漸新統(tǒng)湖相地層之上[21, 54]。從中新世晚期(距今10～5.4 Ma)開始，全球又進(jìn)入到長周期變冷的階段，大陸冰川又再次快速擴(kuò)張[1-3, 76]，此時(shí)，青藏高原湖泊再次大幅縮小，再次出現(xiàn)了廣泛的沉積間斷[21, 28, 54]。此階段，亞洲冬季風(fēng)強(qiáng)烈，亞洲內(nèi)陸風(fēng)成堆積發(fā)育[76-79]，充分反映了亞洲內(nèi)陸表層再次遭受了強(qiáng)烈的脫水事件。

上新世期間(5.4～3.4 Ma)，全球再次變暖，大陸冰川又再次強(qiáng)烈收縮[76-80]。在高原北部鄰區(qū)的黃土中廣泛發(fā)育黑色的古土壤夾層[77-78]，表明黃土高原表層也可以形成黑色富含有機(jī)質(zhì)的土壤，充分反映了此時(shí)亞洲內(nèi)陸表層比較濕潤，風(fēng)塵堆積匱乏[77-78]。青藏高原內(nèi)部再次廣泛發(fā)育古湖泊群，形成了含有豐富動(dòng)植物化石的湖相沉積巖，角度不整合于前述中新統(tǒng)湖相地層之上[21, 54]。分別在3.4 Ma、2.6 Ma兩個(gè)時(shí)間段，黃土堆積又再次大爆發(fā)，全球再次快速變冷，大陸冰川快速擴(kuò)張[1-3, 76-80]。此時(shí)高原內(nèi)部再次缺失湖相沉積巖，硅酸巖的化學(xué)風(fēng)化作用大幅下降，轉(zhuǎn)變?yōu)橐晕锢盹L(fēng)化為主，在高原周緣形成了磨拉石，不整合堆積在下伏上新統(tǒng)湖相沉積巖之上[21]。

因此，無論是長周期，還是短周期尺度，青藏高原湖泊對(duì)全球氣候變化異常敏感，完整記錄了全球氣候變化的全過程，充分展現(xiàn)了亞洲大陸內(nèi)陸表層含水量變化與大陸冰川擴(kuò)張與收縮之間的有機(jī)聯(lián)系，揭示了水在大陸冰川與內(nèi)陸表層之間循環(huán)的規(guī)律(圖5)。

大陸內(nèi)陸表層的物質(zhì)能否從低緯度地區(qū)被輸送到高緯度地區(qū)？在北極圈的冰蓋中發(fā)現(xiàn)了東亞的黃土塵埃[80-81]，在南極冰蓋中也發(fā)現(xiàn)了來自南美高原的風(fēng)成塵埃[81]，這充分證明了低緯度大陸內(nèi)陸表層的塵埃和水汽，確實(shí)可以借助大氣循環(huán)，被輸送到地球兩端高緯度地區(qū)，形成南、北極地區(qū)的大陸冰川。因此全球變化所導(dǎo)致的大陸冰川變化，與大陸內(nèi)陸表層的干濕轉(zhuǎn)換有成因聯(lián)系，而與全球平均海平面升降之間沒有邏輯關(guān)系。

2.2 新生代大氣CO2濃度變化的機(jī)制與效應(yīng)

獲取歷史時(shí)期高精度大氣CO2濃度數(shù)據(jù)是探討始新世以來大氣CO2濃度變化和深部碳循環(huán)過程的重要基礎(chǔ)。在南極冰蓋中發(fā)現(xiàn)了大量的氣泡，由此恢復(fù)了過去65萬a以來大氣CO2的濃度值[82-84]。在此期間，大氣CO2濃度變化范圍比較?。洪g冰期的濃度相對(duì)較高，一般為(280～300)×10-6，而冰期的濃度比較低，為(180～200)×10-6，并且間冰期大氣CO2濃度的峰值呈現(xiàn)長周期緩慢下降的趨勢[8]。當(dāng)前冰蓋里尚未發(fā)現(xiàn)更早時(shí)期大氣CO2濃度的記錄，但可采用間接法，運(yùn)用代用指標(biāo)獲得數(shù)千萬年前以來大氣CO2濃度值[3-6]。從始新世早期到晚期，大氣CO2濃度長周期緩慢下降[3-7]。始新世—漸新世之交，在短短的50萬a內(nèi)，大氣CO2濃度下降了500×10-6[5-6]。在隨后的700萬a之內(nèi)，大氣CO2濃度又再次下降了300×10-6[5-6]，至此，大氣CO2濃度就與現(xiàn)今濃度相近，在低濃度范圍內(nèi)波動(dòng)[1-7]。這些數(shù)據(jù)表明，始新世中晚期以來，大氣CO2濃度總體呈現(xiàn)長周期緩慢下降之勢，反映了地球的碳匯與碳源長期保持動(dòng)態(tài)平衡[85-87]。僅在始新世—漸新世之交，大氣CO2濃度有個(gè)突變，這個(gè)突變時(shí)間，正好對(duì)應(yīng)著初始青藏高原的形成[17-18, 27]。在低緯度的熱帶地區(qū)，突然出現(xiàn)了一個(gè)植被繁盛的初始高原[7]，大量消耗大氣CO2所形成的碎屑巖和植物體，堆積在前述初始高原內(nèi)部3條長達(dá)2 000 km的盆地群內(nèi)及其北部鄰區(qū)的可可西里、巴顏喀拉等陸相盆地之內(nèi)(圖1和圖2)，隨后它們被逆沖斷層輸送到高原厚地殼之中，與大氣圈脫離了接觸(圖1和圖2)。

前人曾認(rèn)為，深埋的碳酸鹽礦物以及碳質(zhì)有機(jī)物均要再發(fā)生脫碳的變質(zhì)作用，所有碳物質(zhì)均要再次轉(zhuǎn)化為CO2氣體，重返大氣圈[16, 88]，因此這種深埋方式對(duì)于大氣CO2濃度的下降沒有實(shí)質(zhì)性貢獻(xiàn)[16, 88]。本文強(qiáng)調(diào)，這種模式[16, 88]并不適用于青藏高原地區(qū)。青藏高原埋藏的碳元素可再細(xì)分為2種類型：一種是位于厚地殼淺部，距地表3 000～5 000 m； 另一種則隨平板俯沖的印度陸塊被帶入到地下30～50 km(圖2)。第一種類型的埋藏溫度完全達(dá)不到變質(zhì)脫碳的程度，相反,碳水化合物在無氧條件下轉(zhuǎn)變?yōu)槊汉褪停妓猁}巖則轉(zhuǎn)變?yōu)榇罄韼r，因此，消耗巨量大氣CO2所形成的物質(zhì)可以長期保存在高原厚地殼的淺部(圖2); 第二種類型確實(shí)要發(fā)生高溫變質(zhì)的脫碳作用，但在有水條件下，碳元素不是以CO2氣體的形式[16, 88]，而是以富含CO2的流體(殼源碳酸巖漿)的方式離開俯沖的板片[17-18]，進(jìn)入到厚地殼的淺部巖漿房(圖2)。之后，一部分富含CO2的流體再通過張性斷裂體系離開淺部巖漿房，或以火山噴發(fā)的形式(圖2—圖4)，或通過溫泉釋放的方式重返大氣圈； 另一部分富含CO2的流體則冷凝結(jié)晶形成了殼源碳酸巖固體[17-18]，成為了青藏高原厚地殼的組成部分，即初始高原通過一系列的物理、化學(xué)和生物的方式將巨量大氣CO2轉(zhuǎn)化為固、流體，儲(chǔ)存在新生的厚地殼之內(nèi)，打破了當(dāng)時(shí)全球碳匯與碳源的準(zhǔn)動(dòng)態(tài)平衡，導(dǎo)致了大氣CO2濃度在50萬a之內(nèi)下降了500×10-6[5-6]，直到新生的高原碳匯與全球碳源再次達(dá)到了動(dòng)態(tài)平衡之時(shí)，大氣CO2濃度在較低濃度背景之下才基本保持穩(wěn)定。隨著初始高原不斷向外擴(kuò)展、生長，新生高原的碳匯能力隨之增長，大氣CO2濃度繼續(xù)下降。在隨后的700萬a里，新生高原終于導(dǎo)致了亞洲季風(fēng)的形成，大陸內(nèi)陸表層進(jìn)一步失水變干，轉(zhuǎn)變?yōu)橐晕锢盹L(fēng)化為主，逐漸形成了沙漠和黃土高原，植物也因缺水不能再發(fā)生光合作用，導(dǎo)致這些地區(qū)的碳匯能力大幅下降，同時(shí)，高原內(nèi)部還通過張性斷裂向大氣圈持續(xù)排放大量的CO2(圖2—圖4)，地球的碳源與碳匯總體上又再次達(dá)到新的動(dòng)態(tài)平衡，大氣CO2濃度再次在更低濃度水平上維持穩(wěn)定。

當(dāng)青藏高原持續(xù)向外擴(kuò)張時(shí)，大陸內(nèi)陸荒漠化面積也隨之?dāng)U大，干旱程度提高?？傮w上，全球硅酸巖化學(xué)風(fēng)化所消耗CO2的量始終與地球內(nèi)部所釋放CO2的量基本保持動(dòng)態(tài)平衡[85-87]，這就是中新世以來，大氣CO2濃度長期維持在低濃度背景下緩慢下降[8]的主要機(jī)制。

青藏高原因此是一個(gè)新生的巨型碳儲(chǔ)庫，在其形成過程中，從其厚地殼的淺部到深部，吸收封存了約2萬億t大氣CO2。大陸內(nèi)陸(含青藏高原)實(shí)質(zhì)上是大氣CO2濃度的調(diào)控器：當(dāng)大氣CO2濃度較高時(shí)，大陸內(nèi)陸的植被面積大，硅酸巖的化學(xué)風(fēng)化作用強(qiáng)，可以大量吸收大氣CO2； 而當(dāng)大氣CO2濃度較低時(shí)，大陸內(nèi)陸植被面積大幅縮小，轉(zhuǎn)變?yōu)樯衬忘S土堆積，就難以吸收大氣CO2，同時(shí)高原內(nèi)部還持續(xù)排放大量的CO2(圖2)，以維持大氣CO2濃度長期保持穩(wěn)定[8-9, 85-87]。

2.3 人類巨量碳排放后果分析

工業(yè)革命之前，大氣CO2濃度增長的速率非常小，大約100 a大氣CO2濃度才增長1×10-6[9]。而現(xiàn)今大氣CO2濃度1 a就可以增長1.7×10-6，相當(dāng)于自然界大氣CO2濃度增長的170倍，表明人類碳排放確實(shí)導(dǎo)致了當(dāng)前大氣CO2濃度的快速增加。與人類高強(qiáng)度的碳排放相比，當(dāng)前自然界的碳排放完全可以忽略不計(jì)，還不到人類碳排放的1%。

65萬a以來，大氣CO2濃度呈現(xiàn)長周期緩慢下降之勢[8]。正是由于人類巨量的碳排放，才徹底扭轉(zhuǎn)了大氣CO2濃度的下降趨勢，這是地球始新世以來未曾發(fā)生的重大事件，標(biāo)志著人類活動(dòng)終于可以改善自身的環(huán)境。大氣CO2濃度開始因?yàn)槿祟惥蘖康奶寂欧哦焖偕仙瑢?dǎo)致全球變暖。歷史已多次證明，地表平均溫度上升將立即導(dǎo)致青藏高原的淡水資源迅猛增加。例如，分別在距今12萬a前、4萬a前的大暖期，青藏高原具有豐富的淡水資源，是亞洲的“巨型水塔”，植被發(fā)育，松樹等大型喬木可擴(kuò)展到藏北草原地區(qū)[62-66]，亞洲內(nèi)陸大型沙漠匱乏[73-74]。那時(shí)地表平均溫度比現(xiàn)今高3 ℃左右[62-74]。這表明，若今后再升溫3 ℃左右，亞洲內(nèi)陸的大型沙漠將基本消失，人居環(huán)境變得更友好。時(shí)間跨度達(dá)40 a的觀測數(shù)據(jù)再次證實(shí)了，隨著地表平均溫度的上升，青藏高原的降水量確實(shí)快速增長，青藏高原的淡水資源也迅猛地增加[64, 66, 75, 89]，高原植被面積隨之?dāng)U大[90]，荒漠化程度下降，空氣變得更濕潤[75]。

現(xiàn)今大量的觀測資料再次佐證了筆者的觀點(diǎn)：水確實(shí)是在大陸冰川與內(nèi)陸表層之間循環(huán)(圖5)，與全球海平面升降無關(guān)。因此，完全有理由相信，隨著今后大氣CO2濃度的快速增長，全球進(jìn)一步的變暖，青藏高原植被面積和清潔的淡水資源將進(jìn)一步大幅增長，青藏高原有望再次成為巨型的“亞洲水塔”，未來青藏高原周邊30多億人口清潔飲用水匱乏的局面將得到極大的改善。

北極地區(qū)的冰川曾多次發(fā)生過大幅萎縮，甚至完全消失的案例[1-2]。因此，在人類持續(xù)高強(qiáng)度碳排放所導(dǎo)致的全球變暖的背景下，未來北極地區(qū)的冰川是有可能完全消失，格陵蘭島將被森林再次覆蓋。南極大陸冰川也將大幅萎縮，但完全消失的可能性不高，因?yàn)槟蠘O冰蓋是初始青藏高原形成之后才出現(xiàn)的，是在大氣CO2濃度大約為760×10-6下形成的，即使大氣CO2濃度短時(shí)回升到1 100×10-6時(shí)，南極冰蓋也沒有完全消失[5-6]。人類巨量的碳排放不可能導(dǎo)致大氣CO2濃度無限地大幅上升，理由如下：

(1)當(dāng)前干旱寒冷的大陸內(nèi)陸的硅酸巖化學(xué)風(fēng)化比較弱，是以物理風(fēng)化為主。巖石裸露地表，地表植被稀疏。例如，前已指出，尼泊爾西部山脈群的化學(xué)風(fēng)化能力比較弱，吸收CO2的量還不如該地區(qū)溫泉排放的CO2量[14-15]，因此該區(qū)很可能為“碳源”區(qū)。未來，隨著大氣CO2濃度的快速升高，全球變暖，降水量隨之上升，必然導(dǎo)致當(dāng)前這些低溫、干旱地區(qū)硅酸巖化學(xué)風(fēng)化作用的大幅增強(qiáng)[7, 11-13, 17-18, 85-87]，同時(shí)植被面積也大幅增加。當(dāng)前干冷的大陸內(nèi)陸吸收大氣CO2的能力因此大幅增強(qiáng)，這是阻擋大氣CO2濃度快速上升的一股力量。

(2)青藏高原還在向外擴(kuò)張、生長，新生山脈陸續(xù)形成(圖2)，將持續(xù)與大氣CO2發(fā)生新的化學(xué)反應(yīng)，大量吸收大氣CO2。更為關(guān)鍵的是，青藏高原通過一次又一次的大地震，將消耗巨量大氣CO2所形成的碎屑巖和動(dòng)植物體，持續(xù)輸送到高原內(nèi)部封存起來(圖2)，這是另一股阻止大氣CO2濃度快速上升的關(guān)鍵力量。這兩股力量共同發(fā)揮作用，導(dǎo)致未來大氣CO2濃度將在一個(gè)較高濃度背景下基本保持穩(wěn)定狀態(tài)，不再大幅上揚(yáng)。

雖然本文未能準(zhǔn)確估算出未來大氣CO2濃度何時(shí)不再大幅上升，但根據(jù)前述研究與調(diào)查成果，提出3個(gè)反映未來大氣CO2濃度達(dá)到穩(wěn)態(tài)的定性指標(biāo)：

第一個(gè)指標(biāo)：大陸內(nèi)陸的植被面積大幅增加，沙漠全部轉(zhuǎn)變?yōu)樯鷻C(jī)勃勃的綠洲，例如，藏北地區(qū)重新生長大型喬木植物，塔里木盆地再次變回人居環(huán)境友好的大型綠洲，騰格里等大型沙漠大幅萎縮，甚至完全消失，中國北方的沙塵暴完全消失；

第二個(gè)指標(biāo)：大陸內(nèi)陸的咸水湖泊、鹽湖，甚至當(dāng)前干涸的湖泊將轉(zhuǎn)變成大型的內(nèi)陸淡水湖泊，例如，當(dāng)前干涸的羅布泊將重新成為水草豐盛的內(nèi)陸大型淡水湖泊；

第三個(gè)指標(biāo)：當(dāng)前黃土高原將變成歷史上曾經(jīng)形成過的有機(jī)質(zhì)含量較高的黑土高原。

出現(xiàn)這3個(gè)指標(biāo)之時(shí)，就是未來大氣CO2濃度達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)之際。

全球變暖可以導(dǎo)致全球海水體積膨脹，海平面可以因此而緩慢上升，每年上升幅度約為1 mm[89]，但不會(huì)因?yàn)榇箨懕ㄈ诨焖偕仙?。前已充分論證了大陸冰川因全球升溫、融化所形成的液態(tài)水不會(huì)長期停留在海洋里，而是以大氣降水的方式重新回到了大陸干旱的內(nèi)陸地區(qū)(圖5)，特別是再次回到了青藏高原，最終成就了亞洲的巨型“水塔”。當(dāng)然，由于近地表空氣濕度增大，盆地內(nèi)的PM2.5難以擴(kuò)散，易形成霧霾。

3 結(jié)論

(1)青藏高原是一個(gè)新生的巨型碳儲(chǔ)庫，主導(dǎo)了始新世晚期以來大氣CO2濃度變化過程。人類巨量碳排放徹底扭轉(zhuǎn)了大氣CO2濃度長周期緩慢下降的趨勢，大陸內(nèi)陸淡水資源將因此大幅增加，青藏高原將再次成為植被繁盛的巨型水塔，30多億人口飲用水匱乏的難題將得到大幅緩解。

(2)大氣CO2濃度不會(huì)因?yàn)槿祟惥蘖康奶寂欧哦鵁o限上升，持續(xù)生長的青藏高原和當(dāng)前干冷的大陸內(nèi)陸將固化人類排放的巨量CO2，未來大氣CO2濃度將在較高濃度背景下保持穩(wěn)定，屆時(shí)沙漠變綠洲，中國北方的沙塵暴消失，黃土高原變成有機(jī)質(zhì)豐富的黑土高原，咸水湖轉(zhuǎn)變?yōu)榇笮偷矗司迎h(huán)境大幅改善。

(3)全球平均海平面不會(huì)因?yàn)榇箨懕ㄏФ焖偕仙?，但可以因海水升溫體積膨脹而緩慢上升，每年上升幅度約為1 mm。水主要在大陸冰川與內(nèi)陸表層之間循環(huán)，與海平面升降沒有因果關(guān)系。盆地內(nèi)部的PM 2.5難以擴(kuò)散，易形成霧霾。因此，人類巨量碳排放所導(dǎo)致的全球變暖對(duì)于人類自身的發(fā)展是利大于弊。

致謝：楊耀、苑婷媛、金海龍、伍連東分別參加了部分野外調(diào)查工作，野外工作得到了西藏地質(zhì)調(diào)查研究院的大力支持與幫助，審稿人的評(píng)論，進(jìn)一步促進(jìn)了筆者的思考，在此表示衷心的感謝！