2019, Vol.39
长期以来，气候和构造被认为是控制地貌演化及地表侵蚀的两个主要因素。气候通过改变降雨量、温度、植被覆盖改变地表状态，进而影响侵蚀速率及过程[1~3]；构造变形通过差异隆升及地表抬升，改变地表坡度与岩石破碎程度，进而增加河流搬运能力[4~7]。目前气候与构造两者相互影响机制和主次关系尚存争议[4, 8~11]，是国内外地貌学家长期研究的热点之一。由于直接测量地质历史时期的侵蚀速率难度较大，研究大多利用流域盆地内的沉积速率来表征地史时期周邻剥蚀区的侵蚀速率。例如，Zhang等[9]通过总结全球范围沉积盆地的沉积速率，发现侵蚀速率在4~2 Ma呈明显增长，很难用全球构造运动解释，因此认为受气候波动的影响；Molnar[2]依据钻孔岩芯和地质剖面，对中亚地区的堆积速率进行估算，进一步支持了侵蚀速率在第四纪增大的观点；然而，Clift[12]基于二维地震剖面，对全球几个海相盆地的沉积物体积通量进行了计算，发现这些盆地在第四纪期间并没有明显的沉积速率加快现象。因此，借助沉积速率来表征侵蚀速率可能存在一定的局限性。究其原因，可能是沉积盆地普遍存在的沉积物再旋回或沉积间断现象，会掩盖地层的真实厚度；而且松散的沉积层在经过长期的胶结压实后，其原始厚度早已发生了改变。Sadler[13]也认为，沉积作为一个非连续的地质过程，其速率快慢呈周期性交替变化，某一时间段的平均沉积速率并不能反映沉积过程的波动变化，并推断更短的测量间隔可能会产生更高的沉积速率。此外，以往研究也将热年代学作为揭示造山带等隆起区剥蚀速率的一种常用手段，如Herman和Champagnac[14]汇总并重新解释了全球范围内的热年代学数据，发现自8 Ma以来，特别是自2 Ma以来，全球范围内山地剥蚀速率持续增大。然而，在快速侵蚀区域，热年代学的时间分辨率仍然较差[15]，而且在抬升较慢的地区，仅通过热年代学分析可能无法揭示最近的地表剥蚀历史[11, 16]，另一方面，这种方法可能不足以记录侵蚀速率随冰川旋回或气候波动的敏感变化。
地表矿物中的原生宇宙成因核素记录了千、万年尺度的地表侵蚀过程[17~18]。在现今地貌过程研究中，河流或冲积地貌中石英的10Be浓度可用来定量计算上游物源区或整个流域盆地的平均侵蚀速率[17, 19]。因此，基于宇宙成因核素法定量计算现代侵蚀速率，常用来探讨流域尺度上的地貌演化过程及其控制因素。与现代河流或冲积地貌类似，埋藏在盆地或古老河流阶地中的河道沉积物，也保存有沉积之前积累的宇宙成因核素，记录着地层沉积时期物源区(剥蚀区)的侵蚀速率信息[20]。具体而言，磁性地层学、埋藏年龄等可以提供具有精确年龄的沉积岩样品，以此年龄为基础，利用恢复埋藏前的10Be浓度可以揭示相对短时间尺度上的侵蚀速率，相比热年代学，宇宙成因核素法具有更高的时间分辨率[21~22]。即使在侵蚀速率较低(< 0.1 mm/a)的地区，该方法也能限定地貌面剥露过程的瞬时响应[21]。因此，基于宇宙成因核素法计算古侵蚀速率无疑是揭示晚新生代以来构造-气候-地表侵蚀之间耦合关系的重要技术手段[23]。
本文在概述宇宙成因核素法计算侵蚀速率原理的基础上，总结了近年来应用该方法获取古侵蚀速率的假设条件和采样策略。之后重点介绍了古侵蚀速率限定及其在构造和气候解释中的研究实例，在此基础上展望了宇宙成因核素古侵蚀速率在青藏高原构造变形与地貌演化等方面的巨大潜势。
1 宇宙成因核素10Be获取侵蚀速率原理地球表面的石英颗粒受宇宙射线粒子(包括原生和次生粒子)的轰击，导致O和Si等原子的散裂和单核分裂，产生放射性元素或稳定元素[24]。其中，10Be是目前研究和应用最为广泛的宇宙成因核素之一[25]。在核素生成方面，高能中子诱发O和Si散裂反应生成10Be这一方式，具有较短的吸收自由程(Λ=约160 g/cm2)，故当岩石埋藏深度超过2 m时，其10Be产生速率会迅速下降[26~27]；此外，10Be也可由慢μ介子捕获和快μ介子诱导反应产生[28]。但在地球表面，核子散裂仍是10Be产生的主导方式，约占总产量的98.15 % [28~29]。慢μ介子捕获的10Be产量虽仅占地表总量的1.2 %左右，但其平均自由程较长(Λ=约1500 g/cm2)，所以当岩石埋藏深度超过3 m时，其产量逐渐占主导[28~29]。由快μ介子诱导反应产生的10Be约占地表总量的0.65 %，当埋藏深度超过5 m时(Λ=约5300 g/cm2)，其产量比例也会迅速增加[29]；快、慢μ介子对磁场强度的变化不太敏感，因此，纬度和时间波动对其生产率不会有明显影响[29~30]。
近地表核素生成速率P是中子散裂、快μ介子、慢μ介子3种生成方式的总和，可由埋藏深度z(cm)和岩层密度ρ(g/cm3)构建的函数来表示[26]：
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(1) |
公式(1)中，P0，i(at/g/a)是路径i的地表核素产率，z(cm)是目标矿物的埋藏深度，ρ(g/cm3)为岩石密度。地表核素产率P0，i(at/g/a)受研究区的地磁强度、海拔、纬度和时间尺度等因素影响。目前主要存在5种地表核素产率的计算模式，区别在于考虑因素的差异。例如，最初的恒定产率模式仅考虑地理纬度、海拔和大气压，忽略了地磁场变化[26~27]；Desilets和Zreda[31]、Dunai[32]和Lifton等[33]这3种产率模式虽然考虑到了地磁场变化，但计算结果受海拔影响更大，这与事实相悖(到达地表的宇宙射线比例主要受大气密度而非海拔的影响)。因此，目前应用最广泛的是Lal[26]和Stone[27]提出的随时间变化的产率模式。因为该计算方法不但考虑到了几乎所有影响因素，而且通过古地磁数据对地球磁场历史变化进行了校正[34]，具有相对较高的可信度。该参数结果可依据Lifton-Sato-Dunai核素独立标度方法(nuclide-independent scaling)[30]在CRONUScalc 2.0中进行估算[35]。
如果近地表矿物颗粒中宇宙成因核素10Be浓度低，意味着矿物暴露地表时间短，故样品若取自现今(河流)搬运系统，较低的10Be浓度则指示上游物源区的侵蚀速率较快。在一个稳态侵蚀并且泥沙搬运速度足够快的假设条件下，地表岩石在水动力作用下不断被剥蚀，流域平均侵蚀速率(RE)与河砂样品中10Be浓度(NE)之间的关系可以用以下方程表示[26, 36]：
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由于核子散裂是地表10Be生成的主导方式，所以在计算流域内平均侵蚀速率时，一般假设Λ=160 g/cm2。如果侵蚀速率足够快(>0.001 m/ka)，那么衰减常数λ对样品浓度影响很小，可以忽略不计[36]。
在应用10Be推算整个流域的平均侵蚀速率时，首先要假设流域内的沉积物供给速率与源区侵蚀速率成正比，且被分析的矿物(即石英)在整个汇水区均匀分布[26]。另外，还需考虑目标流域的实际情况。例如，对于多侵蚀区的流域，通常基于混合河流沉积物中的宇宙成因核素浓度，来推算整个流域的平均侵蚀速率。也就是说，快速侵蚀区虽然提供了大部分石英，但宇宙成因核素浓度较低；缓慢侵蚀区提供的石英较少，但宇宙核素浓度较高。在这种情况下，平均宇宙成因核素浓度可反映整个流域的空间侵蚀速率。需注意的是，虽然良好的混合沉积物具有一定的代表性和可行性，但滑坡、泥石流或其他极端事件可能在短时间内向流域输送大量的碎屑物质，进而造成平均侵蚀速率偏离真实值[37]。如果采集的沉积物主要来自同一个滑坡，那么最终得到的侵蚀速率则仅仅反映局部地区，不能代表整个流域[37~38]。此外，如果滑坡沉积物混合了新剥露的基岩或者腐泥土，那么宇宙成因核素平均浓度将降低，获取的侵蚀速率也比长时间尺度的平均值更快[38]。这种情况下，最好的解决办法是在足够大的汇水区内取样，以确保任何单次事件不会明显影响宇宙成因核素的平均浓度。
2 古侵蚀速率的计算和原理与(近)地表矿物不同，在被剥露的河流相砂岩中测得的10Be浓度NA，是包括源区侵蚀期间及之后多个阶段的最终累积值[39](图 1)。具体包括：1)山地侵蚀期间10Be积累量NE；2)被剥蚀后向盆地搬运过程中积累的10Be量NT。有研究指出，该阶段获取的10Be量对总的宇宙成因核素浓度影响很小，所以通常会忽略NT[21]；3)在沉积期间获取的10Be积累量NB；4)深埋时期的衰变量ND；5)后期构造活动或河流下切导致地层抬升或出露，即后期暴露所获得的10Be积累量NX。
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图 1 河道砂岩中宇宙成因10Be浓度组分示意图[39] Fig. 1 Diagram of measured cosmogenic 10Be concentration components in channel sediments[39] |
上述表明，若要获取NE，必须还原山地侵蚀之后各阶段积累或衰变的10Be浓度。砂岩中实测的10Be浓度可表示为：
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(3) |
公式(3)中，t为地层沉积年龄，λ为10Be核素的衰减常数(λ=5.1×10-7/a)[40]。需注意的是，该公式成立需至少满足3个假设条件：一是剥蚀区原岩表面暴露时间足够长(即t≫1/(l+REρ/l))以达到稳定状态；二是忽略继承性宇宙成因核素；三是沉积物在深埋之前经历了一个单一、快速的侵蚀-搬运-沉积过程。公式(3)也可以写成：
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(4) |
在获得山地侵蚀期间积累的10Be NE之后，可根据以下公式计算得到古侵蚀速率(RE，单位cm/a)：
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公式(5)中，PEi，j，k是源区的10Be平均地表产率(裂变反应(i)，慢μ介子(j)，快μ介子(k)(at/g/a))。但考虑到获取准确的剥蚀区古海拔和古高程难度较大，所以一般假设山体高度恒定或者根据ASTER GDEM数字高程模型进行估算[41]；ρE(g/cm3)为源区原岩密度；Λi，j，k(g/cm2)是每种10Be产出机制的吸收自由程(attenuation coefficient)，散裂一般采用160 g/cm2，慢μ介子采用1500±100 g/cm2，快μ介子采用5300±950 g/cm2[29]。
埋藏后的沉积物仍继续获得10Be，只是随着埋藏深度增大，10Be产量逐渐减少。这一阶段获取的10Be可表示为：
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(6) |
公式(6)中，PBi，j，k是取样地层表面的10Be产率，该参数通常基于现今流域的平均核素产率，再根据Shuttle Radar Topography Mission(SRTM)数字高程模型，按照Stone[27]计算方法得到估值；ρB为上覆沉积盖层的密度(g/cm3)；Ar为地层的沉积速率(cm/a)，可由地层磁性年龄和相应的沉积厚度获得。然而，堆积速率的快慢变化是客观存在的，短时间的沉积速率波动也可能影响10Be产率，故在计算过程中需考虑这一参数的自身误差[21]。
最后，深埋沉积物后期被剥露至地表获取的10Be浓度NX，具体可分为盆地抬升或构造变形造成的早期剥蚀Nexhumation和河流切割引起的后期出露Nexposure。其中前者的计算方程类似于上述公式(5)和(6)：
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(7) |
公式(7)中，Poutcropi，j，k是现今流域盆地的10Be平均产率；ρss是上覆松散沉积物的密度；zsample为采样位置到剖面顶部的距离；Eexhum代表现今地表剥露速率(cm/a)，这一参数可根据同地区的热年代学数据进行估算[31]。如果采样剖面被河流切割时间较长，则还必须考虑到与暴露相关的浓度(Nexposure)，可表示为：
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(8) |
公式(8)中，toutcrop是指剖面的出露时间(以年计)；Eincison为河流下切速率；S为遮蔽系数，定义为实际地形中得到的宇宙辐射通量与在水平地表面上得到的宇宙通量之比，范围从0~1，其大小主要取决于露头所在的地形特征和周围的遮蔽因素[42~44](图 2)。总的来说，采样位置的地形阻挡和遮蔽越好，得到的古侵蚀速率越准确，因此由岩芯样品获取的古侵蚀速率相对露头样品要更接近真实值。
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图 2 露头剖面中不同遮蔽系数的取样位置照片[44] Fig. 2 Photographs of sampled outcrops showing different shielding factors[44] |
在计算过程中，误差传播(error propagation)对古侵蚀速率的最终结果可能会有较大的影响。为此，Val等[44~45]采用蒙特卡罗(Monte Carlo)方法对古侵蚀速率计算过程中的误差传播进行了约束。首先，假设包含平均值和标准偏差在内的每个参数表现为正态分布(即PEi，j，k、PBi，j，k、Poutcropi，j，k、λ、沉积物密度、衰减长度、样品沉积年龄和沉积速率等)。然后，从每个参数中抽取n个随机值，计算方程(5)~ (8)得到n个可能结果。最后，通过模拟计算得到了一个NE±1σ，再依据公式(4)得到最终的古侵蚀速率。这一方法有效而准确的约束了古侵蚀速率的误差传播，因为它包含了所有可能参数的不确定性。
3 样品采集及前处理方法只有充分了解研究地区的地质演化历史和地层沉积特征，才能获取有意义的10Be古侵蚀速率。合适的研究地区需尽量满足以下几个条件：1)沉积物源区简单，且原岩岩性构成尽量均匀、单一，具备一定的剥蚀强度；2)目标样品具有精确的沉积年龄，从而可以校正10Be在深埋期间的衰减量；3)地层时代一般不超过15 Ma，以确保砂岩能够保存山地侵蚀期间获取的10Be浓度，目前测得的最老年龄在13 Ma左右[41]。若满足以上条件，则由地层埋藏、10Be衰减和后期剥露造成的误差相对较小。
如果是露头样品，采样时，为了减少后期暴露影响，研究剖面尽量选取最近形成的深切河道(＞10 m)。取样位置通常选取厚层-巨厚层古河道砂岩的底部(图 2)，以确保沉积时碎屑物质被快速的掩埋，减少深埋之前宇宙射线的照射。从较浅的岩层或露头表面采集的样品测得的古侵蚀速率结果可靠性会相对较低。当然，如果河道切割较浅、地层暴露时期较长，则至少保证每个采样点周围具有相似的遮蔽地形和地貌形态。取样时，需记下岩性、地层产状、剖面高度、单层砂岩厚度、采样点的经纬度、海拔、指定方位角及其对应的坡度角(计算遮蔽系数S)，以便剔除和校正山地侵蚀之后获得的10Be浓度。所取样品最好为重1~3 kg左右的粗粒石英砂岩或砂砾岩。
目标矿物一般为抗风化能力强、分布广泛的石英矿物，10Be测定靶的制备流程如下[17]：首先将砂岩样品粉碎并过筛，经连续的磁选去除大部分磁性矿物；并对石英进行分离，粉碎成200~500 μm的石英颗粒；然后将挑选出的石英颗粒在HCl和HF混合液中进行清洗，以去除碳酸盐等残余杂质矿物，超纯水冲洗后烘干；接下来在HF/HNO3混合液(一个高浓度浸液(2 %)和至少两个低浓度浸液(1 %))中对石英颗粒进行蚀刻，超纯水冲洗后烘干，重复该操作步骤，直至长石和云母等残留矿物全部被去除，得到纯净的石英；最后，用浓HF液将纯净的石英溶解，通过化学手段分离出10Be核素，制备10Be测定靶，再由加速器质谱仪(AMS)进行样本测试。
4 研究现状及展望 4.1 气候变化影响气候变化通过降雨强度、变率，温度变化、植被覆盖等因素，调整或改变地表径流、侵蚀能力等条件，从而影响着地表侵蚀速率的时空变化[10, 15]。直观来看，降雨强度大、变化快、温度低、植被覆盖弱等等，均会在一定程度上增加地表侵蚀，因此地质历史时期，不同气候条件的改变，会深刻影响地表侵蚀速率随时间的变化。
美国Fish Creek Vallecito盆地内，详细的磁性地层学研究确定了上新统地层年龄，沉积物沉积速率快、后期暴露时间短，加之物源搬运距离短、源区岩性单一，是测试古侵蚀速率的理想地区。Oskin等[39]采集并获得了10个上新统样品的10Be古侵蚀速率，发现4~1 Ma以来该流域盆地侵蚀速率非常稳定，平均为38±24 m/Ma，与现今流域的平均侵蚀速率基本一致，暗示Fish Creek Vallecito地区的地貌形态在4 Ma以来没有受到全球气候变化和当地长期干旱环境的显著影响；但他们也认识到，Fish Creek Vallecito盆地只是全球少数几个获得百万年尺度侵蚀速率记录的地区之一，若在气候湿润或有冰川发育的地区，侵蚀速率可能会对气候波动更加敏感。例如，Anthony和Granger[46]测定了美国东南部Cumberland河岸洞穴沉积物的古侵蚀速率，认为发生在1.5 Ma左右的冰川活动可能导致Ohio流域水系发生重组，进而引起下游Cumberland河快速下切；而0.85 Ma时期侵蚀速率增强可能与全球气候波动引起的冰期-间冰期快速交替有关。因此更新世Cumberland流域的河流侵蚀作用主要是受气候驱动的[46]。
在青藏高原北部的北天山奎屯河地区，Charreau等[47]选取具有完整晚新生代磁性地层剖面作为研究对象，通过测定10Be浓度获得8.8 Ma以来的北天山地区的古侵蚀速率；并发现在约2.5~1.7 Ma，奎屯河地区古侵蚀速率存在明显的增加，与第四纪冰期的开始有关，物源区冰川活动加剧了古侵蚀速率的增强，进而推断全球气候对地表侵蚀有着重大而短暂的影响。之后Puchol等[21]在以上工作的研究基础上，对奎屯河剖面以东约50 km的霍尔果斯河剖面、准噶尔盆地艾比湖地区的晚新生代钻孔，以及南天山南麓牙哈河剖面的古侵蚀速率进行了测定。发现天山地区9~4 Ma的平均侵蚀速率呈逐渐增长趋势，推断可能受到构造和气候的双重控制。但在奎屯河剖面观测到的2.5 Ma~1.7 Ma古侵蚀速率峰值，在其他地区并不明显，故认为第四纪冰川对天山地区侵蚀速率的影响是有限的，奎屯河剖面古侵蚀速率的短暂增长很可能只是局部隆生或者河流袭夺的响应。
4.2 构造变形影响构造变形通过隆升、沉降改变着地表地形坡度、高差，进而增加或减少地表径流的侵蚀搬运能力。构造变形的影响与气候高频变化相比，往往时间跨度大，空间也可以包含不同的构造带[4, 6~7, 48]。构造变形的影响往往程度也较小，很难从气候变化影响的信号中剥离出来。
Val等[44]选取了构造活动较为活跃的阿根廷Precordillera地区，测定了前陆盆地上中新统-上新统露头沉积物的10Be古侵蚀速率。结合地貌观测和碎屑锆石物源示踪结果，他们认为，该区山体侵蚀速率最大时期要滞后构造变形最强烈时期2 Ma左右[44]，说明在半干旱气候条件下形成的瞬时地貌，可保留百万年尺度的基准面扰动信号。换言之，在现今流域内测得的10Be浓度可能反映的是数百万年前发生的构造扰动。据此推断，若气候波动影响有限，造山楔在构造活动控制下向两侧逐渐拓宽，而滞后的侵蚀速度可能会超过造山楔的拓宽速度，相应的，侵蚀部位会从逆冲构造带前锋向造山带核部迁移。Andrea等[41]测定了智利北部中新世(13~10 Ma)El Diablo组的古侵蚀速率，这是目前应用10Be计算侵蚀速率的最老地层。研究发现，在13~10 Ma，安第斯山脉西部的高原平均侵蚀速率为1~10 m/Ma，与现今侵蚀强度相近，只在11 Ma侵蚀速率曾短暂的超过10 m/Ma[41]。上述结果反映了自中新世中期以来，安第斯山脉西部高原的构造背景-地貌形态一直保持稳定，而约11 Ma短暂的侵蚀增强可能只是径流增大的响应。
然而，地表侵蚀往往受气候变化和构造变形共同控制，很难将二者定量分离。Schaller等[49]利用宇宙成因核素法对荷兰Meuse河流阶地沉积物的埋藏年龄进行约束后，基于沉积物中的10Be浓度，计算了该流域在1.3 Ma以来的平均古侵蚀速率。结果表明，Meuse河流域在1.3~0.7 Ma时期侵蚀速率相对稳定(25~35 mm/ka)，但0.7 Ma后，速率增至30~80 mm/ka；并认为，中更新世气候变冷和区域性构造隆升都可能控制了该区域侵蚀强度的增大。
4.3 青藏高原古侵蚀速率研究潜势有关基于宇宙成因核素10Be获取古侵蚀速率，国外学者已陆续开展了一系列的应用研究工作。然而，该方法在国内却鲜有涉及，特别是在气候复杂、构造活跃的青藏高原及周缘地区，目前尚未开展相关研究。获取百万年尺度的古侵蚀速率，也许可以进一步揭示青藏高原晚新生代构造、气候和地表侵蚀过程三者之间的耦合关系。
新生代初期，印度与欧亚板块碰撞造成青藏高原的强烈构造隆升，同时伴随着全球气候的明显变化[50~53]。但无论是高原的加速抬升，还是气候振荡，都可能导致剥蚀区侵蚀速率的加强以及汇水区沉积速率的加快。换言之，构造和气候对流域盆地的沉积过程和地貌演化，均具有非常直接的影响，因此明确二者的主次关系及主控因素对于理解青藏高原新生代演化、盆地形态和古地理面貌，具有重要的科学意义。
发育于青藏高原内部的新生代盆地虽然规模不大，但其连续且较完整的沉积序列记录了青藏高原及邻区的构造运动和气候变化。例如，位于高原东北部的柴达木盆地为一典型的内流盆地，周邻被东昆仑山、南祁连山和阿尔金山所围限，盆内发育厚度＞5000 m新生代沉积，具有相对独立的沉积体系和明确的源-汇系统[54~59]。前人针对盆地东、西部多个新生界露头剖面开展了详细的磁性地层学研究[57~63]。虽然关于初始沉积时间仍存争议，但对于中新世以来，特别是10 Ma以来的地层时代划分分歧较小，而这也恰好是目前古侵蚀速率的可测试年龄范围。从区域构造上看，中新世以来青藏高原快速隆升引起阿尔金断裂带的快速左旋走滑[64~66]。同时，热年代学结果表明，柴达木盆地周邻各造山带中新世以来可能存在局部的差异隆升[67~69]；从气候上看，约15 Ma后全球气候波动开始加剧，特别是在2.5 Ma之后，存在明显的冰期-间冰期快速旋回[51, 70~72]。而这些因素都可能影响甚至控制古流域的侵蚀速率和陆源物质供给速率。可见，柴达木盆地是研究青藏高原中新世以来剥蚀、沉积、构造抬升和气候变化耦合关系的理想地区。总体而言，尽管目前在青藏高原尚未展开相关研究工作，但基于宇宙成因核素来获取古侵蚀速率，也许会得到其他方法难以揭示的地质信息。
另如前文所述，中亚天山地区的侵蚀速率在2.5~1.7 Ma短暂增大可能与第四纪冰期的开始有关；另有学者基于低温热年代学研究也指出，新生代晚期北半球的冰川作用控制了阿拉斯加南部的圣埃利亚斯山脉和南安第斯山脉的剥露过程[73~74]。这些研究表明，冰川刨蚀作用会加快山体剥露速率，冰川的发育程度和分布特征可决定侵蚀速率的空间差异性，进而影响或改变区域上的地形地貌演化[75]。因此，作为全球侵蚀速率最快的区域之一，晚新生代以来气候波动或冰川作用对青藏高原各造山带的侵蚀速率有怎样的影响；在相同或相近的区域构造背景下，冰川发育地区与无冰川发育地区的侵蚀速率有怎样的区别；以及气候、构造和侵蚀过程在造山带地貌演化进程中有怎样的作用与贡献等。这一系列科学问题，有望通过百万年尺度古侵蚀速率的时空变化加以定量描述。
5 结论基于河流沉积物中的宇宙成因核素10Be，可获取百万年尺度的古侵蚀速率信息。以往研究中，由于直接测量古侵蚀速率难度较大，汇水盆地的沉积速率常被用来表征相邻山体的同期剥露速率。然而，地质事件不是一个简单的非此即彼的过程，剥蚀和沉积对于同一地质事件的记录毕竟存在时间上的先后性和空间上的差异性[76]，因此二者并不完全等同。传统的低温热年代学方法是研究新生代山体侵蚀速率的另一种常用手段[77]；但就目前而言，这一方法对晚新生代特别是第四纪以来剥蚀速率较慢的山体，仍没有很好的揭示效果。因此，基于宇宙成因核素10Be获取百万年尺度的古侵蚀速率，为定量揭示构造-气候-地表侵蚀之间的耦合关系提供了一个新的途径。与(近)地表矿物不同，在被剥露的河流相砂岩中测得的10Be浓度，是包括源区侵蚀时期及之后多个阶段的最终累积值。因此，若要获取古侵蚀速率，必须还原不同地质历史阶段积累或衰变的10Be浓度。从近十年的研究实例可总结出，明确的源区约束、精确的年龄控制、盆地沉积速率与剥蚀区侵蚀速率之间的高比值、短时间的地层剥露史，是获得高精度百万年尺度古侵蚀速率的主要先提条件。需注意的是，构造和气候对地表侵蚀过程均会产生深刻的影响，因此，只有充分了解研究地区的地质演化历史和地层特征，才能获取有意义的地质信息。从方法学的角度来看，除10Be外，26Al、36Cl、3He、21 Ne等放射状或稳定性宇宙成因核素也被逐渐应用于流域尺度上的侵蚀速率计算[78~79]，虽然具体原理可能略有区别，但可以预见，通过以上几种核素或多种核素相结合的方法来获取古侵蚀速率，在未来很可能会得到陆续开展。
当然，由于这一方法发展较晚，加之其自身固有的适用局限性，目前还存在着影响因素复杂、误差过大、核素浓度含量过低(低于AMS的检测极限)、计算过程繁琐等问题，故应用实例仍较少。但相信通过不断地改进和完善，基于宇宙成因核素计算古侵蚀速率将会在地表-地貌过程领域得到更广泛的应用。特别是在气候复杂、构造活跃的青藏高原及周缘地区，具有一定的研究潜势。比如在揭示构造、气候对侵蚀过程的影响机制、造山带地貌演化、冰川活动等科学问题上均具有广阔的应用前景，很可能会获取其他方法难以揭示的重要信息，进而助推青藏高原晚新生代以来地貌、地形演化的定量化发展。
致谢: 感谢审稿专家对文章提出的建设性意见以及编辑部杨美芳老师的悉心编审。
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Abstract
Cosmogenic nuclide 10Be in fluvial sediments records the information of paleo-erosion rate on million-year scale, which provides a reliable way to quantitatively reveal the interactions among tectonics, climate, and surface processes. Although the study on the acquisition of paleo-erosion rate based on cosmogenic nuclides is still in its infancy, this approach makes up the limitations and shortcomings of evaluating the erosion rate by the sedimentation rate in basin, and has a higher temporal resolution than the thermochronometers. On the basis of reviewing the principle of calculating the catchment-averaged erosion rate by in situ produced cosmogenic 10Be concentration, we mainly elaborated the theories, calculation parameters, assumptions, preconditions and sampling strategies of acquiring paleo-erosion rates using 10Be nuclide concentration from fluvial sediments, and were aiming to promote more applications use of this approach in the studies of surface processes. Subsequently, case studies have been summarized to reveal the tectonic or climatic driven geomorphological evolution by using this method. Lastly, the future application direction of paleoerosion rate research would be considered, which is expected to clarify the interrelationship among tectonic, climatic and surface erosion processes, and further promote the quantitative research of the geomorphological evolution of the Tibetan Plateau during the Late Cenozoic.