青藏高原的地貌演化与亚洲季风.pdf

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第19卷第1期海洋地质与第四纪地质Vol.19,No.11999年2月MARINEGEOLOGY&QUATERNARYGEOLOGYFeb.,1999青藏高原的地貌演化与亚洲季风3李吉均（兰州大学地理科学系,兰州730000）摘要青藏高原在新生代由于印度板块和欧亚板块的碰撞而发生三次上升和两次夷平,因而分别形成高低两级夷平面。

较低夷平面形成于新第三纪,结束于316MaB.P.,其上常有红色风化壳保存,表明形成于气候温暖的低地环境,海拔不超过1000m。

从316MaB.P.开始相继发生三次构造运动,分别命名为青藏运动（A幕316MaB.P.,B幕216MaB.P.和C幕117MaB.P.）,昆仑2黄河运动（112MaB.P.,018MaB.P.和016MaB.P.）以及共和运动（0115MaB.P.）。

青藏运动B幕黄土开始堆积,高原达到2000m,冬季风稳定出现。

昆仑2黄河运动使高原多数地面达到3000m或更高,许多地方冰期进入冰冻圈,气候转型可能与此有关。

共和运动使高原达到现代高度,气候变干变冷。

关键词夷平面亚洲季风青藏高原隆升新生代是全球板块强烈活动的时期,形成无数雄伟的高山、高原和深海洋盆。

地质史上地球表面如此崎岖是很罕见的。

人类所面临的是一个高山和深海的时期。

岩石圈的剧烈变化使大气环流和全球气候也彻底改观,新生代特别是第四纪全球环流与气候比中生代要复杂得多,并且脆弱易变,出现地球史上不多见的大冰期。

青藏高原是世界上最年轻和最高的高原,其高度占据对流层的1?

3,动力和热力效应巨大,迫使亚洲大气环流发生重大变化。

我国学者叶笃正等从50年代即对青藏高原与亚洲季风的关系进行了多方面的研究,取得丰硕成果。

其后日本学者Manabe研究了青藏高原与南亚季风的关系,数值试验说明没有青藏高原就没有南亚季风。

德国学者Flohn则指出青藏高原隆升与北非的干旱化有密切关系。

80年代末,Kutzbach和Ruddiman等不仅进一步模拟了青藏高原不同高度对亚洲季风的影响,甚至还提出新生代全球的三次变冷也和青藏高原隆起有关,从而把青藏高原研究推到全球变化研究的最注目的位置。

尽管国内外学者都十分强调青藏高原对大气环流和全球变化具有重大作用,但迄今为止对青藏高原隆起的历史和过程仍然是人言人殊,所根据的资料来源各不相同。

本文将着重从地貌演化的角度研究青藏高原隆升的历史,并根据地貌演化来讨论其对亚洲季风系统形成和变化的影响,只在必要时才兼及其它间接证据。

1青藏高原的地貌演化青藏高原是由冈瓦纳大陆向北分离的若干小板块与欧亚大陆相继拼接而成,由北到南3国家攀登计划（KZ9512Al2204）和国家自然科学基金资助项目（49731010）作者简介:

李吉均:

男,1933年出生,中国科学院院士,主要从事自然地理学研究.收稿日期:

1998212230张光威编辑大陆增生,并愈来愈新。

当始新世中晚期（约40Ma）印度板块经过长途漂移与欧亚大陆终于沿雅鲁藏布江缝合线发生大陆对大陆的碰撞之后,青藏地块完全形成,印度板块与欧亚大陆碰撞后汇聚速率越来越小,但仍以平均每年5cm的速度向北挤压。

冈底斯山首先隆起,有广泛的火山活动和熔岩溢流、花岗岩侵入,藏北地区形成一些新的盆山构造,这是青藏高原的第一期隆升,即喜马拉雅运动第一幕。

经长期剥蚀,山地的碎屑充填盆地,地面起伏降低,最后形成广阔的夷平面,盆地中沉积物所含花粉也反映出是一种亚热带低地环境（王开发,徐仁）。

青藏高原老第三纪夷平面和华北的北台期准平原及长江三峡的鄂西期准平原应是同时代产物。

葛利普即曾指出老第三纪末期巨犀动物群广布于亚洲,故各地自然环境基本一致,没有大山阻隔,指的就是这种夷平面广泛分布的环境。

青藏高原老第三纪夷平面目前只保留在各主要山脉的顶部,而且经差异运动和后期剥蚀已变化很大,特别是冰川和冰缘作用的改造更使原有的风化壳及其它沉积与微地貌荡然无存。

因此,企图直接用该夷平面上的材料断代是很困难的。

这级夷平面被称为山顶面,几乎在各大山脉均能找到。

青藏高原分布最广的是形成于新第三纪的低级夷平面,它构成青藏高原的主体,是现代地貌所由肇始的基础,因此称之为主夷平面。

这级夷平面常保留有红色风化壳以及温暖气候条件下生成的突岩,叠石（Tors）,灰岩洞穴中常有石钟乳,据裂变径迹测年主要落在157Ma时间段,即中新世中晚期1。

这级夷平面显然是喜马拉雅运动第二期之后的产物,目前在高原各地能成数十以至上千平方公里保存。

如甘肃南部（甘南高原）合作之北的美武高原（3600m）和川西理塘与稻城之间的海子山（4600m）就是最典型的主夷平面。

造成老第三纪夷平面解体并分割剥蚀成零星片段的喜马拉雅运动第二期使青藏高原经历了比第一期强烈得多的隆升,远到藏北都有火山熔岩活动,为壳幔混合层来源,表示新第三纪青藏高原地壳的增厚。

此后发育的主夷平面与山顶面的相对高差一般为5001000m,但这并不能代表喜马拉雅运动第二期的绝对上升量,而是其最低的近似值。

考虑到夷平面尚有一定的天然坡度2,估计喜马拉雅运动第二期青藏高原可能达到2000m的平均海拔高度。

关于第二期上升后发育的主夷平面何时结束是个很费思考的问题。

根据甘南美武高原与其同期相关沉积临夏群的过渡关系,可定为316Ma之前不久。

前述主夷平面所得洞穴钟乳石的测年区间为157Ma,说明的是主夷平面的主要发育时期,7Ma之后为新生代晚期气候强烈变干的时期,岩溶洞穴停止了钟乳石等新生方解石的生成,陕北风成性质的三趾马红土开始堆积3在唐县同期夷平面上。

故高原内外同期夷平面发生的地质事件完全可以对比。

这就是说,主夷平面的最晚期地面已变得十分低缓平坦、侵蚀速度十分缓慢,并因气候变干而开始风成堆积。

这次中新世晚期的气候变干在北太平洋底风尘记录中有明显反映,ReaD等发现北太平洋风尘通量在晚新生代有两个明显的高峰,一个发生在8Ma左右,延续时间约1Ma,另一个高峰从316Ma开始一直延续到现代4。

8Ma的粉尘高峰是气候变化事件,316Ma以后粉尘通量大增则是青藏高原强烈隆起引起亚洲中部持续变干的反映。

从夷平面的发育规律和北半球粉尘搬运的路途来看,西风是搬运营力。

夷平面后期地面十分平坦,加之气候变干草原植被大发展,因此三趾马动物群成为欧亚大陆的主宰。

黄万波、计宏祥等在青藏高原上发现的三趾马动物群早期的布龙三趾马为森林型,晚期的吉隆三趾马为草原型恰好说明了这种气候变化。

而且它分别与南亚及华北的同期三趾马可以对比,这更支持了三趾马大发展的时代青藏高原是夷平面低地环境,不能构成动物迁移的障碍。

这一级夷平面最2海洋地质与第四纪地质19卷终的高度应当只有数百米,不超过1000m,这和常承法与Shackleton80年代对青藏高原主夷平面的估计高度基本一致5。

主夷平面在316Ma停止发育,青藏高原发生最强烈的上升,除喜马拉雅山南麓以低角度的俯冲表现为主动下插外,在高原北沿和东沿（龙门山大断层）均表现为高角度的向外仰冲。

由于上升幅度大,地形反差迅速增加,因而在高原四周普遍堆积山麓扇砾岩,祁连山北麓的玉门砾岩和新疆昆仑山北麓的西域砾岩分别厚达1000m和2000m,足见隆升运动的剧烈。

整个青藏高原包括喜马拉雅山在内同时急剧上升,这是喜马拉雅山运动第三期的特点,青藏高原自此之后才成为横空出世的世界屋脊,因此我们特别命名为青藏运动（应属“造貌运动”6）。

青藏运动又分为A、B、C三幕,A幕发生于316Ma,表现为青藏高原向外仰冲,凹陷盆地的新生代沉积被褶皱,削平并堆积山麓砾岩。

B幕发生于216Ma,包括山麓砾岩在内又一次被褶皱断陷,临夏盆地再度形成湖盆,接受与华北泥河湾类似的湖相沉积,风成黄土也开始堆积。

青藏运动C幕发生在117Ma,古湖宣泄一空,黄河形成泱泱大川,金沙江可能也是这时贯通诸昔格达组充填的分散湖盆而成长江上源的。

应当指出的是,在316Ma青藏运动开始到117Ma黄河贯通之前的大约2Ma中,高原内外不仅沉积山麓扇砾岩和湖相沉积,也是形成山足剥蚀面的时期。

这一级剥蚀面由于形成时代很新,表面形态仍很完整,经常保持着沿山麓向盆地中心倾斜的状态。

在河西走廊东段黄羊河、杂木河一带的祁连山北坡,山足剥蚀面与更高的二级夷平面均保存完好且关系清楚（图1）。

其中最低的山足剥蚀面面图1祁连山东段夷平面分布图Fig.1PlanationsurfacedistributionintheeastoftheQilianMountain积最大,海拔高度稳定在24002600m左右,向北缓倾,形成若干平行的顺向河。

这级山足剥蚀面后缘以陡坡方式与主夷平面相接,高差400600m。

主夷平面海拔3000m左右,以冬青顶为代表,不仅在夷平面上发现残留的红色风化壳,也见到岩性复杂的河流卵石,显示河流在主夷平面形成中起着重要作用。

更加值得注意的是沿杂木河两岸主夷平面伸入山顶面保存良好的高山地区并转变为宽谷面,有力地证明了主夷平面与更高的山顶面是不同时代的产物。

最高的黑鄂博掌夷平面（山顶面）海拔高度由东向西升高,可能与拱曲运动有关,西段已高出4000m,有石环和高夷平阶地发育,盛夏尤见雪堤,冰缘作用正在进行,地面的改造是很强的。

由图上可见山足面分布很广,上有黄土覆盖,最厚近200m,这和兰州一带所见一样。

黄汲清先生早年在大通河享堂附近曾指出高出河面300400m存在着一个准平原,命名为阿喇古准平原7,说的正是这一级地面。

同时帕弗林诺夫也31期李吉均:

青藏高原的地貌演化与亚洲季风在祁连山东段辨认出两级夷平面,他说一级高度在3000m,低一级则有2400m高8,和我们前面所述完全一致,即分别相当于主夷平面和山足剥蚀面。

兰州附近的山足剥蚀面分布高度很稳定,保持在19502100m左右,上覆碎屑层有时厚达20m,中夹石膏FT测年为1179Ma。

有趣的是伯班克在喜马拉雅山南的波特瓦尔高原通过古地磁及裂变径迹测年也得几乎一样的结论,波特瓦尔高原面形成于211119Ma之间,上覆Lei砾岩,火山灰测年为116012Ma（图2）。

印度河及其支流Soan河切过波特瓦尔高原,其阶地系统曾经Terrade图2Lei砾岩与西瓦利克群的接触关系（据BurbankDWetal.,1984）Fig.2ContactbetweenLeiconglomerateandSiwalikGroup（afterBurbankDWetal.,1984）H研究,并把它们和阿尔卑斯山四次冰期作了对比。

但是,由于缺乏测年资料,这种对比是牵强的,后来虽然经MoviusH重新订正,仍然不可靠,本文作者1980年实地考察了波特瓦尔高原,曾撰文论及此事9。

相比之下,近10年来我们对兰州地区黄河阶地及地貌发育所作的工作可以比较好地揭示发源于青藏高原的大河在第四纪的演化历史。

其主要结论是黄河等大型水系是在青藏运动C幕之后（约117Ma）才随着高原隆升组织成新的河谷系统的。

顺便指出本人在“晚新生代黄河上游地貌演化与青藏高原隆起”（1996,中国科学（D辑）,26（4）:

316322）一文中关于西宁湟水阶地的认识有误,文中T13、T14和T15并非河流阶地,湟水作为黄河的主要支流,其发育历史应是与黄河保持一致的。

兰州黄河阶地共有七级,除第一级阶地没有出露基座（在桑园峡和虎头崖也具基座）外,其它均是基座阶地,基座之上除河床相卵石层及河漫滩相的淤泥质砂粘土外,均有厚度不等的风成黄土覆盖,总的来说阶地年龄愈老黄土愈厚。

但也不尽然,九州台为第六级阶地,风成黄土厚达297m,但更高的第七级阶地和上述山地足剥蚀面上黄土均不超过200m,一般只有百余米。

究其原因,乃在于老阶地分割强,缺乏广阔台地面以保持风积黄土。

兰州黄河阶地自三十年代杨钟健先生开始关注以来,经陈梦熊、黄汲清、徐叔鹰以至近年的朱照宇等均有论述。

近10年来我们对兰州阶地定年作了多种尝试,包括古地磁、14C、FT、TL及黄土2古土壤地层系列的交叉检验,已得出基本符合实际的结果（图3）。

可以把兰州黄河阶地分为三组,即高阶地（T7和T6）形成于青藏运动C幕之后;中阶地（T5和T4）形成于昆仑2黄河运动期间（112016Ma）;低阶地（T3、T2和T1）形成于共和运动以来。

这表明黄河阶地发育是与青藏高原的构造隆升密切相关的。

但是,也不能认为气候变化没有在阶地形成中打上烙印,从T1到T5砾石层均形4海洋地质与第四纪地质19卷成于冰期河流侧蚀与加积时期,阶地下切均发生在温暖的间冰期。

看来构造运动与气候变化是共轭或同步的,也许这还和青藏高原冰期间冰期交替发生的加载和减载作用有关,这些都是值得深入探讨的问题。

我们仍倾向于构造控制起主要作用的看法,因为青藏高原在第四纪的强烈上升乃是不争的事实。

比如说,黄土序列中L9即上粉砂层也是个主要的寒冷时期,但在兰州始终未能找到018Ma左右的阶地,这次气候变化显然未能在阶地发育中表现出来。

但是,在循化盆地却存在着018Ma的最高阶地,下切深度（以黄河河面计）达850m,同一时期兰州黄河下切仅150m左右。

因此,青藏高原内部相对于兰州所在的陇西盆地在80万年以来多上升了700m,这是阶地位相对比的直接结果,故构造运动的主导作用是十分清楚的。

2青藏高原隆起的时间根据前述,关于青藏高原隆起和地貌演化历史可总结如下:

（1）大陆对撞形成雅鲁藏布江缝合线,时间为40Ma左右,冈底斯山为碰撞造山带,山麓有冈底斯磨拉石堆积,长期的夷平作用,形成夷平面。

（2）喜马拉雅山主中央断层活动形成大规模的推覆构51期李吉均:

青藏高原的地貌演化与亚洲季风造,花岗岩侵入,板内造山带形成高喜马拉雅山,整个高原经南北挤压地壳缩短加厚,老第三纪夷平面解体,开始时间约为22Ma。

又经长期剥蚀夷平,形成主夷平面,残留的老第三纪夷平面在山顶保留成山顶面。

主夷平面有深厚的红色风化壳,岩溶洞穴中新生的方解石裂变径迹测年落在157Ma时间段。

相关沉积分析得出主夷平面的结束年代为316Ma。

（3）316Ma青藏运动开始,平均海拔数百米（不超过1000m）的主夷平面大幅度抬升,高原周边逆冲断层活动强烈,山麓扇砾岩强盛堆积。

216Ma青藏运动B幕发生,临夏东山古湖形成,高原升到海拔约2000m的高度,黄土开始堆积,显示东亚冬季风稳定出现。

山足剥蚀面发育,喜山南麓波特瓦尔高原形成（119Ma）,上覆Lei砾岩;兰州地区形成烟洞沟山足剥蚀面,上覆碎屑层FT测年为1179Ma。

（4）青藏运动C幕于117Ma发动,临夏东山古湖消失,黄河干流形成,当时上源应在祁连山（湟水）,形成黄河的高阶地（T7与T6）。

（5）昆仑2黄河运动（112016Ma）,昆仑山上升,黄河切穿积石峡。

黄河中阶地形成,包括兰州的T5和T4（112Ma与016Ma）以及循化黄河的最高阶地T5（河拔850m,018Ma）。

（6）共和运动0115Ma以来,黄河低阶地T1、T2、T3形成。

黄河切穿龙羊峡,近10万年下切深度达8001000m,共和组褶皱变形。

若尔盖盆地则仅只是在20ka之前才被切穿的。

以上是根据地貌发育整理出的青藏高原隆起事件的时间序列,说明青藏高原尽管在40Ma（大陆碰撞）和22Ma（板内俯冲）均曾有过强烈的造山运动（喜马拉雅运动的第一期和第二期）,但均为其后长期的地壳相对宁静期的夷平作用所抵消,即两次被夷平。

仅只有发生在316Ma的青藏运动才使整个青藏高原不断地和阶段式地上升,最后达到当前世界屋脊的高度。

这个结论和1979年我们在“青藏高原隆起的时代、幅度和形式的探讨”一文中所达到的认识并没有什么本质的不同,只是地质事件发生的时间更准确,所根据的资料更充足,特别是对地貌面的年龄的测定和沉积盆地的环境记录（本文未涉及）的研究取得了新的进展。

较之20年前,那时缺乏绝对测年数据,隆升幅度和阶段主要是根据受气候变化影响很大的代用指标如孢粉、动物化石、古岩溶、古冰川信息确定的,甚至裂腹鱼的演化也曾是极重要的隆升信息。

这些资料固然均含有高原隆升的信息,但是代用指标非直接依据。

隆升的是高原本身,它的各种地貌面（如夷平面、剥蚀面和阶地面）是最直接的隆升信息载体,它们的生成年龄和分布高度是计算隆升的直接依据。

最近崔之久等在“关于夷平面”的长文中对此有精当的阐述2。

当然,我们决不能以单纯的地貌学研究为满足,多指标多学科的相互印证是地学研究中很有效的科学研究方法。

比如说,216Ma青藏高原所达到的高度我们采用的是2000m,这大体是当今高度的一半,是充分考虑气象学家多次模拟认为青藏高原只要达到半山（HM）的高度即可驱动亚洲季风系统的意见。

当时中国黄土开始堆积,显示冬季风的稳定出现。

又例如昆黄运动发生在112016Ma,其间约在018Ma发生了青藏高原第四纪以来最大的冰川作用,这就要求高原平均高度不能低于3000m,山地可达4000m以上,而且当时的水汽来源远比现代充足。

这样,我们就能比较有把握地把316、216、117、018、0115Ma青藏高原上升各阶段的高度推算出来。

图4给出了上述不同时间青藏高原的高度,这是当前我们能作出的最优的选择。

6海洋地质与第四纪地质19卷图4青藏高原隆升过程示意图（据李吉均、方小敏,1998）Fig.4UpliftingprocessesofQinghai2XizangPlateau（afterLIJijunandFANGXiaomin,1998）3青藏高原隆升的阶段性与亚洲季风青藏高原的隆升对亚洲季风的形成无疑具有巨大作用,这是地质记录和模拟试验证明了的。

但是,目前有一种趋向企图把亚洲季风完全归因于青藏高原的隆升,这是不合理的。

老第三纪不存在亚洲季风已是不争的事实,广阔的干旱带（包括膏盐沉积）从西藏一直延伸到长江中下游。

究其原因,不仅是因为当时还没有高大的青藏高原,还在于亚洲西部古地中海还有很大海域,欧洲与亚洲隔着一个海峡而被孤立,俾路支兽（巨犀）不见于欧洲即是为海峡所阻。

亚洲东部和南部的边缘海尚未开裂,因此海陆对立不强,难于引发深入内陆的季风现象。

渐新世中国东南部显著变湿润,东南季风已经出现,但其原因并非青藏高原隆升,更可能是亚洲中部地中海收缩、欧洲与亚洲连接形成超级大陆的结果10。

中新世的开始是和喜马拉雅山的隆起同时发生的,人们有理由把西南季风的开始与高原隆升联系起来11,12。

但是,临夏盆地的孢粉记录表明,除了212117Ma确实有森林代替草原,表明气候变湿外,8154Ma出现一个三千万年以来最干旱的时期,而在6Ma前后近百万年森林植被又再度出现。

如果变湿代表季风,凸显高原的影响,那么变干并非季风消逝的表现。

这种气候的忽干忽湿难道也要高原隆升或下降与之相对应,显然这是于理不通的。

8Ma左右的气候变干实际上是全球性的,也就是过去习惯上所说的中新世晚期蓬蒂草原大发展时期,北美和南美都有同样记录,草原植被代替森林植被13,不应当把它和青藏高原隆升联系起来,其原因可能是在别的方面,有待探讨。

当代的亚洲季风系统可分为三个子系统,即印度洋西南季风、东亚季风和高原季风。

高原季风研究历史不长,影响范围也有限,此处暂置勿论。

印度洋季风和东亚季风早就被人所熟知,是养育亚洲亿万人民的熏风惠雨。

东亚季风中的夏季风一支来自南中国海的越赤道气流,与南半球澳洲冬季的高气压有关,一支来自西太平洋副热带高压西侧的偏南气流。

前者为热带季风,后者为亚热带季风。

东亚季风的冬季风众所周知来自亚洲北部,主要是冬季北半球最强的西伯利亚2蒙古高压。

由于青藏高原和秦岭的地形障碍,冬季风先是被迫走偏东路径表现为强劲的西北风,然后在离开陆地下海时转为东北风,还原其本来面目,并与北半球的东北信风叠加,以强劲的风势在苏门达腊海域吹越赤道。

与此同时,在地面和低空的冬季风之上有方向相反的偏南气流吹向中国大陆,造成华南冬季的阴雨天气。

这是亚洲冬季最明显的哈德莱环流。

如果没有青藏高原,西伯利亚2蒙古高压的寒冷气流必将以强劲的势头71期李吉均:

青藏高原的地貌演化与亚洲季风吹向印度洋,横扫次大陆,南亚的冬天将很严酷。

但是数值试验表明,没有青藏高原,也就没有了西伯利亚2蒙古高压,即使有,位置也十分偏南,气压也低得多。

因此,上述东亚冬季风是青藏高原隆升后它唯一可选择的路径,是与生俱来的特性,仅能随高压强化而不断增强。

与此同时,青藏高原在南亚的确严重地阻塞了高低纬度的热量交换,使印巴次大陆强烈增温。

总的说来,东亚季风区是冬季风唱主角的角落,黄土沉积就是它的地质记录,作者曾经提出过“黄土南侵”和“季风三角”的概念14,15。

中国黄土在第四纪不仅周期性地“南侵”,而且南侵范围愈来愈大,晚更新世已跨过长江,表明冬季风越来越强,高原逐渐升高的过程。

印度洋季风作者所知甚少,传统上认为,夏天随着赤道辐合带北移,南半球的东南信风越过赤道转变为西南季风,在阿拉伯海只有2000m的厚度,登陆后带来丰沛的季风雨。

西南季风厚度在陆地上迅速增加,到喜马拉雅山南麓被强迫抬升,可高达6000m,能翻越若干较低的喜马拉雅山山口。

但总的来说喜马拉雅山目前的高度已成为季风难于逾越的障壁,高原内部成为雨影区,十分干旱。

国内有些人士曾倡议把喜马拉雅山打开一个大缺口,好让印度季风大量吹入西北内地,认为这是解决西北干旱的好主意。

殊不知这不仅意味着天文数字的工程量和经费投入,而且一二个口子也不解决问题。

实际上目前就存在着这样的缺口,这就是雅鲁藏布江大峡谷（被杨逸畴等称为西藏的水汽通道）和怒江、澜沧江和金沙江等向南开口的横断山南北向谷地。

只有当青藏高原普遍降低和喜马拉雅山成千米地下降时面貌才会改观。

早更新世青藏高原初升时,西南季风确能爬上高原并深入内陆,当时西北内陆多湖泊,水面开阔,如柴达木古湖在11952100Ma有过大湖和水深增大的湖侵时期,111Ma才开始收缩16。

临夏盆地在216Ma之后也再次形成古湖,典型的深水湖相则出现在118Ma左右。

华北的泥河湾与三门古湖在比这早的期间也沉陷形成开阔水体,黄绿色的湖相沉积反映水量充沛的还原环境。

但是,随着青藏高原的逐步隆升,西南季风对中国的影响也逐步减弱。

中国西部进一步变干,陈隆亨等最近的数值试验证明了这一点。

在他们的试验中随着高原高度的增加,东亚变冷是线性增强的,但降水则在高原达到一半高度之前是增加的,超过这一阈值降水就趋于减少而变干,特别是西北更明显（陈隆亨先生通讯中赐教,引用不当由作者负责）。

就印度季风区来说高原的阻隔使之免于北方冷空气的侵袭,并因高原上空青藏高压强度的增加而使南亚夏季风环流获得更强驱动力,形成强劲的反哈德莱环流,印巴次大陆变得更为湿热。

目前世界的热带雨林在印度能一直分布到北纬30的喜马拉雅山麓,而在非洲仅可分布到北纬12的地方,两者相差18的纬度,究其原因都和青藏高原的隆起有关。

可以推论,在216Ma青藏高原达到约2000m的高度时,西南季风可能已不能影响华北,雨量减少,东亚的冬季风此时稳定建立,故黄土开始堆积。

华北的泥河湾古湖应有收缩,但西北地区仍有湖侵。

临夏的东山古湖结束于117Ma,昆仑山口及柴达木古湖则只有到112Ma才开始退缩,这既是构造运动的影响,也显示西南季风影响范围逐步缩小的过程。

兴起于112Ma的昆黄运动使青藏高原大面积进入冰冻圈17,大气环流的调整和古环境变化均是极为显著的。

柴达木古湖与昆仑山垭口早更新世的湖泊应当是彼此相通或联为一体的,112Ma之后两地湖泊均收缩,扇三角洲相代替湖泊相沉积,早期张性裂陷被压扭性应力场代替,发生大规模左行走滑断裂,形成新的拉分盆地,昆仑山隆起成山,柴达木盆地相对沉陷,根据相同含化石标准层出露高度,升降幅度达3000m左右。

由于昆仑黄河运动是十分剧烈的,整个青藏高原平均达到了3000m海拔,西风带在冬季越过高原时发生分流,并在长江中下游汇合,四川盆地则成为背风“死水区”。

由于南支西风激流的建立和北撤是西南季8海洋地质与第四纪地质19卷风撤