地质学文摘 -
青藏造山带 5470字《青藏高原物质东流的岩石层力学背景探讨》摘 要：利用地表大地热流观测资料、岩石生热率及热导率数据研究了三江和四川盆地6个地区的岩石层平均温度结构及强度分布。结果表明，整个三江地区岩石层温度较高，而四川盆地温度较低；在岩石层强度分布上，四川盆地为高强度区，而三江地区则为低强度区；整个三江地区构成了一条青藏高原物质东流的低强度通道；由于四川盆地高强度块体的阻挡，青藏高原向东的物质流在此转向近南向，沿三江地区流逸；不同岩石层块体的强度差异可能是控制高原物质流动态势的重要力学背景之一。(熊熊许厚泽 滕吉文 地壳形变与地震 2001 Vol.21 No.2 P.1-6)
《西藏南部早白垩世雅鲁藏布江古蛇绿岩的识别与讨论》 综上所述，特提斯洋的早期俯冲发生在晚侏罗世至早白垩世，在拉萨板块南缘形成雅鲁藏布江古蛇绿质混杂岩，提供恰布林组主要物源，并在桑日地区形成桑日群岛弧火山岩。随后，印度板块于114Ma从东冈瓦纳分离，俯冲带产生向南跃迁，特提斯洋晚期俯冲开始，形成现今的雅鲁藏布江蛇绿岩与日额则弧前盆地。（王成善等.1999.地质学报.第73卷.第1期.12）
《青藏高原岩石圈演化与地球动力学过程》对亚东-格尔木-额济纳旗地学断面的研究，发现了印度板块在南缘向喜马拉雅山下俯冲、阿拉善地块在北缘向高原下楔入的证据，它们构造了使高原隆升的主要驱动力。青藏高原是一个由8个地体拼合的大陆，高原内部地壳20～30km深度附近普遍发育低速高导层，。其上地壳脆性变形，逆冲叠覆，缩短增厚；其下地壳结构横向变化大，韧性变形。高原莫霍面起伏变化大，南北边缘山脉山根特征明显，虽然地壳巨厚，但岩石圈地幔并没增厚。高原隆升经历了俯冲碰撞（K2-E2）、会聚挤压（E3-N1）及均衡调整（N2-Q）3个阶段。青藏高原岩石圈现今处于双向挤压的动力学环境。（李廷栋等.1999.地质学报.第73卷.第2期.189)
《科学通报》（98.8.15日版）,李吉均、方小敏研究表明：青藏高原的隆起是一个多旋回复杂的过程，冈底斯山和喜马拉雅山的隆起开始于中新世早、中期，广大高原本部此时主要做被动的、相应的应力调整和变形，青藏高原的整体快速隆升始于3.6百万年的青藏运动，而开始于1.1～0.6百万年和0.15百万年的昆仑-黄河运动及共和运动,则使高原最终达到现今高度。相应地，当今亚洲季风系统和自然环境随这逐步形成。(中国科学报.98.8.5)
《从西藏地壳电性结构看高原形成演化》在地矿部、国家科学基金委和美科学基金会的联合资助下，中国地大（北京）、美华盛顿大学（西雅图）及加拿大地质调查局三方合作，于1995年在西藏中、南部进行了大地电磁深剖面探测的研究，之后得到较准确的地壳电性结构模型。主要成果如下：
1.西藏中、南部地壳中发育深度不同，沿南北方向不完全连续的上、下两面组低角度北倾电性梯度带。其中，位于25km～60km深处的梯度带为地壳中部一组逆冲断裂带的显示，印度地壳可能沿着它向北俯冲到西藏地壳之下，但最大俯冲距离不超过当雄；上部电性畸变梯度带的深度在15km～20km，可能是上地壳中一系列逆冲、滑脱构造面的反映。
2.雅鲁藏布江未发现深断裂显示。但在江孜和仁布之间有规模巨大，底界深达50km，向北倾斜的低阻高导体，这高导体可能与印度板块和欧亚板块碰撞有关，所以认为雅鲁藏布江缝合线的实际位置应在江孜附近。
3.在西藏中、南部发现地壳中普遍存在沿南北方向不连续的高导体。藏南地壳浅部的高导体具有埋深浅，延深大，分别位于构造带的结合部位等特点，其成因、可能与仍在活动的印度板块俯冲所引发生热作用有关；西藏中部冈底斯构造带发现的高导体顶面深度约20km，它反映出上地壳可能存在局部熔融区。
这些成果已经于1996年12月6日发表在美国SCIENCE杂志第274卷上。（魏文博.中国科学报.1998.12.9）
青藏高原因印度大陆与欧亚大陆的碰撞而隆起。美加州理工学院某报告说，在高原北部边界下的莫霍面发现一条高15～20KM的支脉覆在一个不到5km的东西区域上，地形上形成一个明显的台阶。这台阶将青藏高原厚而松软的地壳与北部柴达木盆地薄而坚硬的地壳分开。（中国科学报.1998.8.26.选自美国Science周刊)
《大陆俯冲作用及青藏高原周缘造山带的崛起》青藏高原巨型变形域的变形强度并非自南往北由强变弱，而是由强应变带及弥散变形域相间组成变形图案。强应变带主要分布于高原周缘(喜马拉雅 、阿尔金、祁连山和龙门山)及高原内部的古缝合带及其两侧。只考虑来自印度板块一个方面的驱动作用已远远不够了，特别是现代喜马拉雅会聚速率为18mm/a，而祁连山会聚速率已达16mm/a，表明不可忽视来自北部的驱动力。对高原内部驱动力的思考基于以下事实：高原腹地伸展作用伴有大量高热裂谷生成及新生代火山岩喷发。笔者提出用多因素驱动力来解释高原隆升的新模式，即高原腹地的隆升与地幔底辟有关，而周缘的隆升与周围克拉通插入高原之下的大陆俯冲作用有关。 这一思路摆脱了把高原南部的俯冲当作唯一驱动力的束缚。现代板块运动研究表明，55Ma以来，印度板块与欧亚板块间的会聚速率在西喜马拉雅和帕米尔为(44±5)mm/a，在东喜马拉雅为(50±2)mm/a；西喜马拉雅的滑移矢量为SW向，缩短距离近500km；东喜马拉雅的滑移矢量为SE向，缩短距离近1000km;青藏高原东部隆升、龙门山崛起及变质杂岩折返的主要时代为中新世。(许志琴,杨经绥,姜枚,李海兵.1999.地学前缘.Vol.6)
《新疆克拉麦里-哈尔里克造山带碰撞前花岗岩和碰撞后侵入花岗岩组合》钙碱性花岗岩，年龄主要分布在368.4～312.1Ma之间，锆石的平均结晶温度为820℃。研究表明，这些花岗岩是碰撞前在岩浆弧环境下形成的同熔型花岗岩。
克拉麦里-哈尔里克造山带的大陆碰撞发生在300±10Ma(胡霭琴，1997）。基性岩墙群、钾长花岗岩和碱性花岗岩“三组合”是碰撞后初始拉张阶段的地质标志。它们是岩石圈拆沉过程初期，幔源岩浆在壳下和壳内不同深度上发生垫托，壳、幔物质了生不同程度的分熔、混合和交换的产物。（顾连兴等.1999.地质学报.第73卷.第3期.287）
《青藏高原隆升过程的三阶段模式》研究表明，印度板块和欧亚板块碰撞以来，两板块之间的相对运动速率从100mm/a减小到50mm/a．碰撞导致青藏高原的隆升．观测、分析表明青藏高原的隆升过程并非一平稳的、单调的过程．不同的研究结果给出这一非平稳过程不同的数据．碰撞的另一结果是高原地壳的加厚和缩短．应用地震、重力和古地磁测量等地球物理观测结果表明，青藏高原平均地壳厚度为50～70km之间，而高原地壳在过去的约45Ma之间缩短了大约1000～1500km．与此同时，一些研究认为高原地壳的缩短不能用单纯的地壳增厚来解释，而该区域地壳物质的东西向的流动可能用于解释地壳加厚多余的那部份物质的去向．(地球物理学报.1999年.第42卷.第5期)
《青藏高原隆升三阶段模型的数值模拟》摘要：研究表明，青藏高原的隆升不仅是印度板块和欧亚板块碰撞的结果，它同时受到高原下部地幔物质运移以及地幔和岩石层之间耦合作用的影响。文中以青藏高原隆升三阶段模式(BCCM)为基本模型，对在印度板块向北推移、挤压而导致的高原隆升演化的数值模拟结果进行处理。处理中考虑了与抬升过程相应的剥蚀过程，同时还考虑在高原演化的后期大约8～10Ma时发生的下伏岩石层底部的对流搬离(convective removal)而导致的隆升作用。结果表明，模型描述的青藏高原隆升演化过程和观测资料有较好的吻合，同时显示高原下部岩石层的对流搬离可能是最近8～10Ma以来高原整体隆升的主导机制。(傅容珊,黄建华,李力刚,常筱华.地学前缘.2000.Vol.7.No.4.P.588-596)
《地质学学科资助格局及主要进展》被誉为地球“第三极”的青藏高原的隆升过程及机制研究，一直是国际地学界相互角逐、竞争的前沿课题。以“八五”重点项目为代表，在这一巨厚地壳的年轻造山带内发现了中新世高压麻粒岩，确定了藏东南四阶段(45～38Ma，26～18Ma，13～8Ma和3Ma以来)抬升和3Ma以来加速抬升(3Ma以来的平均抬升速率为3～4mm／a，0.15Ma以来的平均抬升速率为30mm／a)的隆升过程。(柴育成等.1999.地球科学进展.Vol.14 No.1)
东昆仑造山带造山期与成山期的大陆构造环境就是相异的，造山期为挤压环境，成山期为拉伸环境。(于庆文.1999.中国区域地质.No.1)
《青藏高原多向碰撞揳入隆升地球动力学模式》运用地震层析成像、大地电磁测深等地球物理探测技术成果显示，青藏高原岩石圈存在“壳厚幔薄”结构。而周边大型前陆沉积盆地岩石圈存在“壳薄幔厚”结构，这里所指的“幔”是指上地幔软流层以上的上地幔顶部，即岩石圈地幔部分。青藏高原是全球地壳厚度最大的高原，高原内部莫霍面埋深一般在65～75km之间，但岩石圈厚度仅80～120km。高原边缘造山带，如阿尔金造山带、祁连山造山带、喜马拉雅造山带、龙门山造山带等地壳厚度大，普遍存在山根，但岩石圈厚度很小。阿尔金造山带莫霍面最大埋深68km，向北西到塔里木盆地东缘莫霍面埋深仅有47.5km，向东南到花海盆地莫霍面埋深达61km，岩石圈厚度为120～150km。祁连山造山带莫霍面最大埋深达74km，北侧河西走廊盆地莫霍面埋深仅43km，南侧柴达木盆地莫霍面埋深达52～55km，而岩石圈厚度仅有120～150km。喜马拉雅造山带莫霍面最大埋深达75km以上，岩石圈厚度约100～120km。龙门山造山带莫霍面埋深达54～60km，而岩石圈厚度仅80～100km。由此表明，青藏高原莫霍面埋深与高原地形构成镜像对称，而上地幔软流圈顶界面与莫霍面大体构成镜像对称。
与青藏高原岩石圈结构相反，周边大型前陆沉积盆地岩石圈具有“壳薄幔厚”结构，其莫霍面埋深突然变浅，一般仅在40～50km以内，而岩石圈厚度多在200km以上。从地震层析成像技术成果表明，四川盆地地壳厚度仅有41.5～44km，而岩石圈厚度超过200km，塔里木沉积盆地地壳厚度仅有42～50km，而在岩石圈深达300km处仍未见软流层，因此，塔里木沉积盆地深部存在密度大、速度高、电阻率大、地温低、深逾300km以上的大陆根。印度次大陆亦存在厚达300km的大陆根。总之，青藏高原周边大型沉积盆地均存在大陆根。
在地壳缩短增厚的同时，可能在中新世(23Ma)以来，高原周边各前陆沉积盆地地壳物质以水平状态楔入到青藏高原深部，从而引起青藏高原的形成和隆升。(蔡学林,曹家敏,刘援朝,魏显贵.1999.地学前缘.No.3,Vol.6)
《喜马拉雅及南藏的地壳俯冲带—地震学证据》摘要 地质学的证据表明，在喜马拉雅的冲断层带MCT和MBT 处有大规模的地壳缩短；在雅鲁藏布缝合带附近也观测到冲断层.但是，迄今还不知道这些冲断层向下俯冲多深。我们根据地震学的证据，认为喜马拉雅及南藏的冲断层向下延伸至80～100km，然后停止。在MCT、MBT以及雅鲁藏布缝合带下面的冲断层与喜马拉雅以及南藏的多次地壳俯冲有密切关系。这个现象为印度-欧亚的碰撞过程设定一个十分重要的框架。该地区的地壳俯冲有一定深度，由于入侵的地壳太轻，使俯冲不能更深；此时由于印度板块的继续向北推进，在原俯冲带后方，出现另一个新的地壳俯冲带。喜马拉雅与南藏的多重地壳俯冲与该地区地质活动的多幂性相吻合。首先，在雅鲁藏布缝合带产生地壳俯冲，在到达80-100km处停止。然后，在雅鲁藏布以南的MCT和MBT相继产生新的地壳俯冲。它们也在80-100km的深处停止。除了喜马拉雅和雅鲁藏布向北倾斜的地震带外，另外还观测到一个自地表从唐古拉山向南缓慢倾斜并到达雅鲁藏布地壳底部的地震带。它可以解释为在唐古拉山附近的地壳向北仰冲。喜马拉雅及南藏的多重地壳俯冲现象强有力地说明，入侵的印度地壳必与它的上地幔分裂开来，后者可以另行俯(仰)冲到更深的欧亚上地幔.(曾融生,丁志峰,吴庆举,吴建平.2000.地球物理学报.Vol.43.No.6 P.780-797)
《部分熔融与青藏高原地壳加厚的关系综述》England等认为，青藏高原岩石圈地幔可能曾发生过某种形式的快速拆沉作用，而拆沉诱发的岩浆活动有助于地壳底侵增厚。Furlong等详细论述了大陆地壳的底侵作用，指出它是一种幔源地壳物质添加到大陆地壳底部的过程。 底侵作用主要是指来自于下部岩浆的添加作用，这当然包括“下地壳岩石部分熔融形成的岩浆向中、上地壳侵位和添加的过程”。研究表明壳内部分熔融及底侵作用已使青藏高原地壳增厚了约20 km以上。青藏高原内部发育的大量中、酸性深成侵入体便是有力的证据。另外，部分熔融作用对于中下地壳逆冲推覆构造的形成、地壳的叠置加厚也有重要意义。
部分熔融导致青藏高原地壳加厚的可能方式：(1)部分熔融可导致中、下地壳变形机制的转变和应变速率的增加，从而促进中、下地壳的均匀加厚。(2)由部分熔融作用诱发的地壳深部的逆冲推覆构造是青藏高原地壳加厚的另一种可能方式。(3)岩浆底侵作用是青藏高原加厚的另一重要机制。在喜马拉雅地区，部分熔融区出现在20～35 km范围内，因而底侵作用主要发生在中、上地壳。（杨晓松,金振民.1999.地质科技情报.No.1)