青藏高原岩石圈构造演化

1. 青藏高原岩石圈构造演化

由于上述古地磁资料的局限性等原因，青藏高原岩石圈演化也以蛇绿岩为主线作一简要探讨，从新元古代开始，在空间上高原的演化与其四周扬子地台、中朝地台以及松潘地块等相互联系，但也由于早期较确切古地磁数据的欠缺，这里讨论的仅涉及青藏高原中、西部岩石圈构造演化。
截至目前较确切发生于新元古代—早古生代的蛇绿岩的报道是高原西北西昆仑库地蛇绿岩，此外高原东北缘祁连熬油沟蛇绿岩(?)也可能发生在晚前寒武纪。库地蛇绿岩上部由较厚玄武质岩石和块状玄武岩等组成，其中玄武岩同位素测年(丁道桂等，1996;邓万明，2000;方爱民等，1998)和硅质岩放射虫定年(周辉等，1998)均为新元古代—早古生代。这里值得一提的是近年我们采自该蛇绿岩中、上部的具堆积结构的石英辉长岩，采用先进SHRIMPII锆石测年为(510±4)Ma，(Xiao Xuchang et al.，2005)与上述蛇绿岩形成时限是一致的。
以上蛇绿岩提供的信息，说明新元古代—早古生代青藏高原已出现洋、陆岩石圈板块格局，北面应是经塔里木运动已固结的塔里木岩石圈地块，南面是印度岩石圈板块。
晚古生代—早中生代，高原北部可可西里-羌塘(北羌塘为主)地区，东昆仑山以南出现了布青山—玛积雪山—玛沁一带蛇绿岩或蛇绿混杂岩，其中布青山的得力斯坦蛇绿岩发育较齐全，根据其上部硅质岩中放射虫鉴定为早、中三叠世，顶部基性喷发岩同位素测年、Rb-Sr等时线为260Ma(姜春发等，1992)，其发生时限则为二叠纪—早中生代为宜。
本区中南部东起金沙江一带，向西至西金乌兰湖乃至羊湖一带，断续出露、发育不完整的蛇绿岩或蛇绿混杂岩，由于自然条件差、研究程度低，其组合、序列以及时限均有待进一步查明，但据现有资料(张以弗等，1994，1997)其发生时段大体与高原北部相近;这一带未见较厚完整的蛇绿岩剖面，特别是下部组合不齐全;从现有资料，我们认为这一地带不具有洋中脊连续扩张和较长期的上地幔分异、分凝作用，不具有广阔大洋岩石圈。换言之，这一时期印度岩石圈板块北面较大部分地带主要是浅海或陆表海，其中沿一定方位有不等规模岩石圈裂解，发生不同程度的热点、洋脊扩张，形成有限洋盆、裂陷槽和深海湾，但随着它们的消减、聚合，在一些地段同样导致中、酸性岩浆为主的喷溢。中、晚三叠世—侏罗纪这一地区仍处于陆表海间夹洋盆、裂陷槽的凹陷环境，可可西里—羌塘—西藏中南部同样具有类似伊朗―波斯湾一带油气成藏的地质背景。
中生代晚期，冈底斯岩石圈块体向北进一步与印度岩石圈板块分离，并与羌塘块体(地体)拼结，它们之间裂解、引张出现洋盆，即所谓的“新特提斯(Neo-Tethys)”。
新生代以来，印度岩石圈板块不断向北推挤，新特提斯洋消减、俯冲，进入陆-陆碰撞造山阶段，并形成地球上罕见的由蛇绿岩、蛇绿混杂岩、高压变质岩和沉积混杂岩组成的雅鲁藏布江缝合带(结合带)。
据近年资料(赵志丹，莫宣学等，2002)，这一洋盆消减、俯冲早期，约于中新世前，其北形成了钙碱性为主的火山-岩浆弧及其相关的铜等多金属矿床(斑岩型为主);中新世后，我们认为俯冲作用将转换为印度岩石圈板块与冈底斯岩石圈块体“面对面水平挤压”;出现早期俯冲板片的断脱、拆沉和晚期岩石圈底部由于挤压等密度增大的“拆沉”，后者岩浆源将来自较深层的壳幔混融，出现钾质超钾质岩浆喷溢，也伴随铜多金属矿的产生，近年报道的埃达克岩，其发生机制与上述两类“拆沉”的关系，尚需进一步阐明。

2. 中国西部的岩石圈结构

9.4.1 岩石圈构造单元的划分
依据中国西部重力布格异常图(图7.1.1)和航磁异常图(彩图21)等区域性图件，各级中国西部大陆地震活动性分布图(图6.3.3)，以及地震层析图(彩图11～彩图18)、人工地震探测剖面(图6.1.1)、大地电磁测深剖面(图4.1.1等)的地球物理资料，依据地质构造研究的成果，可以将中国西部划分为三个二级构造单元，即西北盆山地块、青藏高原地块、青藏高原东部的南北构造带。
分割三个岩石圈二级构造单元的主要断裂带是青藏高原北缘断裂和南北向中央构造带。青藏高原北缘断裂将青藏地块与西北地块分开，南北向中央构造带将西北地块与华北地块、秦岭构造带分开，将青藏高原地块与华南地块分开。
按现有资料划分的岩石圈构造单元见图9.4.1，其相应关系如下:

图9.4.1 岩石圈构造单元的划分

Ⅰ、西伯利亚巨型岩石圈块体————额尔齐斯断裂带
A.哈萨克斯坦-准噶尔板块
B.塔里木-华北板块
C.扬子板块(?)
祁连地体
柴达木地体
(结合带)
——中昆仑断裂带(?)
Ⅱ、冈瓦纳巨型岩石圈块体
D.藏北板块
可可西里-巴颜喀喇地体
羌塘-昌都地体
冈底斯-念青唐古拉地体
————雅鲁藏布结合带
E.藏南板块
特提斯-喜马拉雅地体
高喜马拉雅地体
————MBT
印度板块
9.4.2 青藏高原岩石圈的东西向分区
利用区域重磁资料，结合地质构造、地震震源机制研究、地应力研究的资料，将青藏高原由东向西地分成四个区(见彩图26、彩图27)。
(1)最东部正磁场高重力场区段，大致位于高原最东部东经95°～98°之间。
(2)拉萨以东的正负磁场交替重力场过渡形区段，大致位于东经92°～96°之间。
(3)中部负磁场和最低重力场区段，位于东经88°～92°之间。
(4)西部的南负北正磁场低重力场区段。
该区段的存在主要表明岩石圈深度的差异，以及由此引起的地壳沉积厚度，结构以及表现出重力、磁力场的变化。划分这些区段的隐性断裂，在地表的显示不清，它与西藏南部地表的南北向地堑和断裂有一定关系，但不相同，其产出深度大，延伸也比地表见到的长得多(见图9.3.3)。
9.4.3 岩石圈分区应与地表构造分区有不同之处
目前没有资料可以证实各个地体的分界面在地表、地壳与岩石圈范围内是完全重合的，可是，目前又继续用浅部的构造分界代替岩石圈的分界。这可能是出于无奈，因为我们也没有资料说清楚它们的关系，事实上它们毕竟有一定关系。
这个问题一直困扰着岩石圈的分区研究，在这里即使做不到完全弄清岩石圈分区的界限在浅部和深部有什么区别，那么至少也应该依据现有的资料指出作为岩石圈分区的分界断裂所具有的一些特征和目前不能认定的有关问题。下面试着讨论这个问题。
9.4.3.1 岩石圈构造区分界断裂的主要特征
我们以青藏高原北缘与北部盆山地块的分界来分析岩石圈断裂的若干可能特征以供参考。
(1)岩石圈断裂是较完整的弧形大断裂。作为两个岩石圈二级构造单元的分界，它实际上是地表的若干条断裂组成的，自西向东为康西瓦断裂、阿尔金断裂，昆仑断裂、中祁连北缘断裂等，在重力图和航磁图上有着非常清晰的Δg梯度带和线状ΔT异常。这就是说，在地表上观测到的此构造分界是性质、规模以及走向方向各不相同的地表断裂连接成的，可是主要反映莫霍面特征的Δg重力异常(见图7.1.1)则表明出是一条连续延伸的呈弧形的岩石圈陆-陆碰撞带，像海洋板块碰撞俯冲带前缘，印度板块俯冲带前缘弧形带一样(见图9.3.2，图9.3.3)，这里也是弧形的岩石圈的分界。因此得出结论，岩石圈断裂，在地表的特征可以是不同的表现，是多条断裂组成，作为碰撞俯冲带，即使在陆-陆碰撞的情况下，通常也往往是弧形连续的。
(2)岩石圈上地幔的各向异性的变化特征。沿岩石圈断裂各向异性方向多为平行于断裂带走向，而且有一定强度，而稍远离断裂带的地体块内部往往保留着与山脉走向、地表断裂走向有一定夹角，方向强度有大有小，甚至很少，它们反映了地体内部所受应力作用的方向，属于岩石圈固有的尚未被后来运动改造的各向异性方向。特别是青藏高原北缘阿尔金、康西断裂附近以及塔里木盆地内部的各向异性方向的差异都清楚地证明了这一点。因此，依据各向异性的突出变化，能够判断出岩石圈断裂带的存在。
(3)在人工爆破地震剖面和宽频地震接收函数剖面上应该观测到Pm界面重叠、倾斜、错断厚度变化的复杂震相。断裂两侧出现相对的倾斜射层，有时不甚对称(见彩图25等)。莫霍面的深度也与相邻地体的莫霍面有明显加大。
(4)在层析图像上可见与断裂有关的低速带，产状陡立延伸较大，在穿越阿尔金断裂的剖面上有清楚的表现，向下延伸超过80km。大地电磁法的视电阻率图像可以提供与层析图像对比印证的低阻体。沿着该带两侧有逆掩断层的高速、低速体(带)的显示。
(5)具有强烈的深源地震活动。
依照上述划分岩石圈断裂的依据，作出如下推断:
(1)班公错-怒江断裂作为岩石圈断裂值得商榷，应该移到拉萨地体内部，即在各向异性方向与强度发生明显变化的位置。同时重力图在此处没有发生明显的异常。
(2)穿过唐古拉山口的断裂更可能是岩石圈的构造分界处，至少在青藏高原中段，它比金沙江断裂带更具有岩石圈断裂的特征。
由此得出结论，在青藏高原中段，班公错-怒江断裂和金沙江断裂不是岩石圈断裂的位置，它们在地表和地壳部分显示出重要的断裂特征，可是，不一定在深部也是岩石圈的断裂。当然，它们向东转向北西南东方向后断裂带的情况与中段已很不同。
(3)拉萨地体北部临近它与巴颜喀拉地体边界处100km处，各向异性具有明显变化，而且，在数条剖面上均有反映，且此处出现局部的低重力，这可能是岩石圈的一处隐伏边界，这正是与地表不一致之处。
9.4.3.2 青藏高原岩石圈的俯冲与扩张
地壳俯冲和岩石圈俯冲是同时进行的，但在一定条件下又会分离。
弯曲的喜马拉雅形变前部的逆冲地震滑动矢量与其垂直。弧形板块下部的相对运动所产生的剪切作用可能造就了所观察到的西藏南部的形变。因此推断，在藏南大部分地区之下发生的上冲的印度板块岩石圈的某些部分导致了喜马拉雅及藏南地区的东西向扩张。这里提出了拉张作用是由基底剪切作用驱动的，而且可以在上盘板块的任何海拔高度上发生(见图9.3.2，图9.3.3)。
Harrison等1995年证实了亚东-古露这一最大裂谷始于11～8Ma前，并于8Ma时急剧扩张，其间扩张作用的加剧与气候变化和印度洋形变在时间上吻合。
在此机制中，与边缘平行的扩张作用一直延伸到形变的前沿，最近GPS也证实了这一点。因此，喜马拉雅和藏南的正断层具有相同下伏的成因。扩张作用甚至可能早于18Ma，正如大多数俯冲带一样，原始形变前沿在碰撞开始时就已弯曲，正断层位于印度板块岩石圈俯冲而发生基底剪切作用地区的上部。
喀喇昆仑-嘉黎断裂带标志着青藏高原南部强烈的剪切作用北部的终止线，这与前面重力剖面上看到的一样。

3. 青藏高原的地质结构

 青藏高原位于中国第一级阶梯，高原面平均海拔4000-5000米。整体上，中国从青藏高原往北和往东地势急剧下降，往北到国境，往东到大兴安岭、太行山、伏牛山、武当山、武陵山一线等广大地区，除少数山地外，地势降到3000米以下，一些盆地高度只有1000米左右，为第二级阶梯。再往东地势更低，形成一些低山丘陵，除沿海山地与台湾山地一些高峰外，海拔多在1500米以下，东部的大平原高度不到200米，向海延伸到浅海大陆架，为第三级阶梯。这种地貌分布特征青藏高原在新生代强烈隆升有关，且每个地貌台阶的边坡常是一些新构造断裂分布位置，许多延绵千里的高大山脉的走向受断裂构造线的控制。距今8000万前，印度板块继续向北漂移，起了强烈的构造运动。地质学上把这段高原崛起的构造运动称为喜马拉雅运动。青藏高原的抬升过程不是匀速的运动，不是一次性的猛增，而是经历了几个不同的上升阶段。每次抬升都使高原地貌得以演进。距今一万年前，高原抬升速度更快，以平均每年7厘米速度上升，使之成为当今地球上的“世界屋脊”。在青藏高原，水和风的共同作用形成了巨厚的沉积地层。据成都理工大学地质调查研究院提交的1：25万温泉兵站幅地质报告，古生代出露的沉积地层厚度为6969米，中生代出露的沉积地层厚度为5353米，新生代出露的沉积地层厚度为2197米，合计厚度为14519米。由于覆盖等原因，各地质剖面是在不同的地点测的。沉积地层岩性主要为碎屑岩和灰岩。巨厚的沉积地层是青藏高原隆起的物质基础。当代青藏高原中部以风化为主，而边缘仍在不断上升。青藏高原外围经常发生强烈地震。这个高原在印度洋板块于五千万年前开始推挤欧亚板块，沉积作用形成了巨厚的欧亚大陆，在由北向赤道方向作用力和由东向西作用力的共同作用下隆起，喜马拉雅山脉就是在这个强大的推力之下形成。这座山脉在不稳定的结构地形推挤下，仍在往上升。每年大约上升一厘米左右。  青藏高原是地球上海拔最高、面积最大、年代最新、并仍在隆升的一个高原。它夹持于塔里木地台、中朝地台、扬子地台和印度地台之间，呈纺锤状。内部有一系列不同演化历史和不同源地的陆块、褶皱带相间排列，反映了特提斯（见特提斯地质）的复杂演化历史。统一高原的出现是新生代以来印度板块与欧亚大陆碰撞（见大陆碰撞）的结果。青藏高原由北向南包括祁连－柴达木、昆仑、巴颜喀拉、羌塘－昌都、冈底斯和喜马拉雅等6个构造带，各构造带之间为蛇绿混杂岩所代表的缝合带隔开。大致以龙木错－金沙江缝合带为界，北面的祁连－柴达木，昆仑、巴颜喀拉构造带等，属于欧亚古陆南缘的构造带，在早中元古代结晶基底上，发育了早古生代优地槽，加里东运动使地槽回返，形成褶皱基底，晚古生代转化为稳定的盖层。其中石炭－二叠纪出现含煤建造，暖水动物群和华夏植物群繁盛。南面的冈底斯、喜马拉雅构造带，在中晚元古代结晶基底上整合递变，从早古生代开始发育了地台盖层，海相沉积一直延续到始新世，其中晚石炭世－早二叠世广泛发育了冈瓦纳相冰海杂砾岩和冷水型生物群，是冈瓦纳古陆北缘的微陆块。由于这6个构造带最新海相地层层位和作为各构造带分界的缝合带，明显地从北向南依次变新，表明青藏高原是由欧亚大陆不断向南增生，冈瓦纳古陆北缘微陆块不断解体、北移、拼贴到欧亚大陆南缘而产生的。始新世青藏高原结束了洋壳演化和洋壳向欧亚大陆俯冲（见俯冲作用）的历史。由于印度洋不断扩张，已拼合的印度板块与欧亚大陆之间发生大陆岩石圈俯冲。在俯冲带地壳缩短，分层变形、分层加厚。经历了构造抬升和均衡隆升的阶段，在晚新生代青藏高原出现。青藏高原的形成主要是中更新世以来近200万年地壳隆升的结果，并且这一隆升过程至今尚未结束。青藏高原中若干条反映不同时期洋壳的蛇绿岩带，揭示了冈瓦纳古陆不断解体，向北漂移，与欧亚古陆碰撞、拼合，欧亚古陆不断增生的历史。主要蛇绿岩带和混杂堆积带如下：北祁连蛇绿岩带位于祁连中央隆起带北侧，沿玉门、肃南、祁连、门源一带出露了一套蛇绿岩，包括蛇纹石化橄榄岩、辉橄岩和纯橄岩；辉长岩、辉长辉绿岩；中基性海底喷发岩，主要为细碧岩、角斑岩，具枕状构造；放射虫硅质岩夹复理石砂板岩。呈北西－北西西向延伸600-700千米。带内发育有蓝闪石片岩，常出现在超镁铁岩上下盘，主要有绿帘石蓝闪片岩、石榴石蓝闪片岩和石英白云母蓝闪片岩3种组合类型，蓝闪石结晶粗大。大量生物化石 证明，本带包括震旦纪晚期、寒武纪和奥陶纪早期3期古蛇绿岩，它们的岩石组合大体相似。蛇绿岩的地球化学特征和放射虫硅质岩的存在，说明古北祁连洋盆处于洋中脊环境。昆仑蛇绿岩带沿西大滩－修沟－玛沁断裂带残留了华力西末期的洋壳残体。蛇绿岩已失序，西段未见重要露头，东段花石峡、玛沁、玛曲一带，发现了百余个超镁铁岩体，属蛇绿岩套。与蛇绿岩伴生的构造混杂岩和泥砾混杂岩的基质是早三叠世复理石，夹有大量二叠纪石灰岩和含煤碎屑岩等外来块体。龙木错－金沙江缝合带总体呈北西西向展布，东段向南偏转，主要表现为右行走滑断裂，有地震活动。在其西段锡金乌兰湖、大鹏湖、玛尔盖茶卡一带，发现了一套混杂堆积，在三叠纪砂板岩中，夹有大量二叠纪灰岩岩块和镁铁、超镁铁岩块；在中段胜利湖、若拉岗、狮头山一带，构造混杂堆积和蛇绿混杂堆积十分发育；东段金沙江混杂堆积带宽40公里，南北向展布，分东西两个带。西带为蛇绿混杂岩，在蛇纹岩基质中包卷了大量二叠纪放射虫硅质岩、石灰岩、细碧角斑岩岩块。东带为野复理石，中三叠统砂板岩中含有大量泥盆纪、石炭纪和二叠纪灰岩岩块。金沙江缝合带闭合于印支运动。班公错－怒江蛇绿岩带曾为古特提斯南域的一个深海盆，保存了一套完整的洋岛环境的蛇绿岩组合，许多地方可以看到完整的洋壳序列。包括超镁铁岩、堆晶辉长岩、粒玄岩岩墙、枕状玄武岩、球颗玄武岩和放射虫硅质岩。放射虫为三叠纪－侏罗纪生物组合。上侏罗统－下白垩统浅海相碎屑岩不整合覆盖其上，其间往往发育有超镁铁岩古风化壳。雅鲁藏布江蛇绿岩带沿印度河－雅鲁藏布江蛇绿岩断续出露，长达1700千米，南北宽10-50千米。多处可以看到完整的洋壳序列。包括地幔超镁铁岩、堆晶辉长岩、辉长岩、枕状拉斑玄武岩、辉绿岩席状岩墙（床）群，上覆灰绿色、紫红色放射虫硅质岩。由于板块俯冲，与蛇绿岩相伴，发育了泥砾混杂岩和蛇绿混杂岩。泥砾混杂岩常在蛇绿岩南侧，从三叠纪末到白垩纪，形成许多构造混杂岩块。晚白垩世泥砾混杂岩，其基质为杂色硅泥质类复理石，含二叠纪石灰岩、玄武岩，三叠纪砂板岩、侏罗纪砂岩、灰岩和早白垩世硅质岩岩块。蛇绿混杂岩往往在蛇绿岩带北侧，在蛇纹岩基质中混入了三叠纪砂岩、白垩纪放射虫硅质岩、辉长岩、火山岩岩块。日喀则蛇绿岩底盘发育了动力变质的角闪石石榴石片岩，其同位素年龄为0.81亿年，是蛇绿岩仰冲侵位形成的。 青藏高原被若干条板块缝合带分为7个地层区。祁连地层区主体由中下元古界结晶片岩组成的结晶基底和由下古生界变质基性、中基性火山岩夹变质碎屑岩组成的褶皱基底构成，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。上古生界为浅海相地台型沉积盖层，二叠系为上叠内陆盆地碎屑堆积。柴达木地层区柴达木盆地被厚达6000-7000米的新生代碎屑岩所覆盖，前第三纪地层仅在盆地边缘零星出露。基底岩系包括中下元古界结晶片岩和下古生界巨厚的中酸性火山－沉积变质绿片岩系。在盆地东北欧龙布鲁克山发现一套从震旦系到奥陶系的浅海碳酸盐岩夹碎屑岩系，组成稳定的地台盖层，不整合在下元古界混合片麻岩上。侏罗系、白垩系为陆相碎屑岩，被分割在盆地边缘的一些中生代盆地内。昆仑地层区由下中元古界片岩、片麻岩、下古生界绿片岩和上古生界－中生界沉积盖层组成。沿布尔汉布达山出露的一套厚度巨大的变质中酸性火山岩－碎屑岩系，达绿片岩相，紧密褶皱，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。石炭系－三叠系为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩系，化石丰富。巴颜喀拉地层区在东昆仑－西秦岭以南，龙门山以西与金沙江之间，以广泛出露三叠系复理石砂板岩为特征，岩性单调，厚度巨大，化石稀少，组成紧密的线型褶皱。古生界及前寒武系仅在其边缘和大断裂带内零星出露。本区可进一步分为3个地层分区：①阿尼马卿地层分区。以中、下三叠统复理石砂板岩为主，夹二叠系碳酸盐岩、中基性火山岩外来块体，组成混杂堆积带。②巴颜喀拉地层分区。巴颜喀拉地层区主体，广泛分布三叠系复理砂板岩，局部夹薄层泥灰岩。东部边缘出露有前震旦纪结晶岩，震旦系－古生代为浅海相沉积盖层。侏罗系、白垩系和老第三系为山间磨拉石。③义敦－中甸地层分区。位于巴颜喀拉地层区西南边缘的金沙江东侧，沿金沙江有古生界出露，呈外来岩块，夹持在蛇绿混杂堆积和中三叠统野复理式碎屑岩中，形成混杂堆积带。羌塘－昌都地层区介于龙木错－金沙江缝合带与班公错－怒江缝合带之间的广大地区。前寒武系仅在喀喇昆仑和昌都地区零星出露，为结晶片岩。下古生界浅变质岩系，羌塘地区叫阿木刚群，昌都地区叫青泥洞组。上古生界在唐古拉地区为浅海－海陆交互相碳酸盐岩、含煤碎屑岩、含Schwagerinasp.，Fusulinasp.，Brac-hiophods等暖水型动物群和以Gigantopteris为代表的华夏植物群，在青海省称为乌丽煤系和开心岭煤系。在羌塘以西日土地区，石炭－二叠系为冈瓦纳相冰水型杂砾岩，以Eurydesma为代表的冷水型动物群繁盛，称为霍尔巴错岩系。三叠系以上统为主，为陆源碎屑岩、碳酸盐岩。诺利－里阿斯为含煤建造，唐古拉区叫土门坎拉群，昌都地区叫巴贡煤系。侏罗系为浅海－滨海－障壁海红色碎屑岩夹碳酸盐岩，含巨厚的膏盐建造。在唐古拉、昌都等几个陆缘盆地厚达5000米。白垩系、第三系为红色山间磨拉石。冈底斯地层区介于班公错－怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间的广大地区，中上元古界结晶岩系零星出露，叫念青唐古拉群和南迦巴瓦群。采自羊八井的眼球状片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。奥陶系－白垩系为浅海台地相碳酸盐岩和碎屑岩。奥陶－志留系为生物灰岩、白云岩、瘤状灰岩、笔石页岩，厚仅数百米，化石丰富，其沉积建造、生物组合与喜马拉雅地区所见十分相似。上石炭－下二叠统为冈瓦纳相冰海杂砾岩，常见的冷水型生物有双壳类Eurydesma动物群和腕足类Ambi-kella-Anidanthusfusuformis动物群，以及冷水型珊瑚Amplexocarnia-Cyathaxonia组合。三叠系为浅变质复理石砂板岩，底部夹基性火山熔岩，出露在本区南、北边缘。侏罗－白垩系为浅海台地碎屑岩夹碳酸盐岩，化石丰富，以菊石和有孔虫为主。上白垩统－渐新统为红色山间磨拉石，沿冈底斯山间盆地堆积了巨厚的中酸性－酸性火山熔岩及凝灰岩。喜马拉雅地层区中上元古界结晶片岩沿高喜马拉雅出露，称珠穆朗玛群和聂拉木群。采自亚里的黑云斜长片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。寒武系－始新统为连续沉积的地台盖层。其中上泥盆统为陆相碎屑岩。上石炭统－下二叠统为冈瓦纳相冰水沉积杂砾岩，含冷水型动物群（Eurydesma，Stenacisma，Neospirifer，Iylvolasma等）及舌羊齿（Glossopteris）植物群。在本区北部，沿康马－拉轨岗日一线，分布着上古生界结晶片岩，围绕一系列花岗岩穹隆出露。三叠系为浅变质复理石砂板岩，厚度巨大，可能是印度板块北缘陆基部位的沉积。 青藏高原的地质历史中岩浆活动频繁，随着板块构造的演化，形成一系列构造岩浆带。祁连构造岩浆带除早古生代有巨厚中基性火山喷溢外，沿中祁连隆起带还发育了两条花岗岩带，以花岗岩、片麻状花岗岩、花岗闪长岩为主，形成巨大岩基。根据侵位关系和同位素年龄，可分为4期。以加里东期（5.14-4.02亿年）为主，有元古宙中酸性小岩株零星出露，华力西期和燕山期中酸性岩主要在南祁连山。多为同熔性花岗岩，少数为改造型花岗岩。柴达木构造岩浆带岩浆活动主要见于盆地边缘，下古生代堆积了巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩，成为褶皱基底的主体。侏罗纪在个别盆地内有陆相安山岩 喷溢。中酸性侵入岩零星分布，以华力西期（3.28-2.68亿年）为主，其次为燕山期。加里东期侵入岩仅有少量闪长岩类小岩株在盆地北缘出露。布尔汉布达构造岩浆带除下古生代巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩组成浅变质的纳赤台群主体外，沿布尔汉布达山还有一条南北宽50-100千米，东西延长1300千米的花岗岩带，以花岗岩和花岗闪长岩为主。可分为4期，以华力西期（2.73亿年）为主，形成大岩基。有少量印支期、燕山期和加里东期（3.94-3.98亿年）的小岩株。华力西期花岗岩是晚古生代中期柴达木板块向南俯冲，洋壳消减，在岛弧区形成的同熔性花岗岩，少量为改造型花岗岩。巴颜喀拉构造岩浆带火山和中酸性深成活动都很微弱，仅有少量印支期和燕山期后造山期改造型小岩株沿断裂带出露。金沙江构造岩浆带有两条花岗岩带与金沙江蛇绿混杂岩及三叠纪巴塘群中基性火山岩带相伴。西带从江达，过德钦向南，长数百公里，多侵入于古生界，被三叠系不整合覆盖。主要为石英闪长岩和花岗闪长岩，具同熔型特征。东带沿雀儿山向南到义敦，以黑云母花岗岩和二长花岗岩为主，形成于印支期，具改造型特征。唐古拉构造岩浆带与班公错－怒江蛇绿岩带相伴，在其南侧以花岗闪长岩、黑云母花岗岩为主，形成岩基；在其北侧，以黑云母二长花岗岩为主，呈小岩株，侵入于侏罗系中。冈底斯构造岩浆带由钙碱性中酸性－酸性侵入杂岩组成巨大岩基，南北宽50-100千米，沿冈底斯山东西绵延千余千米，向西与拉达克花岗岩相连。形成于距今1.1-0.4亿年，以黑云母花岗岩为主，早期有辉石闪长岩、石英闪长岩。与之相伴，早第三纪发育了一系列火山盆地，堆积了巨厚的中酸性－酸性－偏碱性火山熔岩及其凝灰岩，有几个喷发旋回。在一些火山盆地中保存了较完好的火山机构。拉格岗日构造岩浆带沿喜马拉雅低分水岭，东起康马，向西经拉格岗日，至马拉山，展布着一个穹隆带。穹隆核部为花岗岩，翼部为上古生界、中生界变质地层。由片麻状二云母花岗岩和二云母石英二长岩组成，以康马岩体为典型。岩体为片麻状白云母花岗岩，顶部有侵蚀凹槽和花岗质砾岩，其上为石炭-二叠纪黑云母石榴石片岩，片岩与花岗岩二者片麻理完全一致。康马岩体是西藏花岗岩唯一达到锶均一的岩体，初始值Sri=0.7140±0.001，全岩Rb-Sr法等时线年龄为4.84、4.86亿年，反映了岩浆形成的时代；黑云母K-Ar法和V-Pb法年龄为2.66亿年，可能代表岩体与围岩遭受区域变质作用的时期；黑云母K-Ar法年龄0.1-0.2亿年，记载了康马岩体同喜马拉雅其他地质体遭受的最后一次热事件。这与喜马拉雅南坡、距主边界断裂不远处尼泊尔的马拉斯鲁岩体十分相似。后者是一组堇青石花岗岩，Rb-Sr法等时线年龄为4.66-5.11亿年。古生代岩浆活动为冈瓦纳古陆内陆壳中发育的改造型花岗岩。喜马拉雅构造岩浆带高喜马拉雅有许多浅色花岗岩，呈岩株、岩枝和岩脉沿构造软弱带侵入。以电气石白云母花岗岩、电气石二云母花岗岩为主，形成于距今0.2-0.1亿年，为典型的改造型花岗岩。 在1°×1°布格重力异常图和卫星磁异常图上，青藏高原表现为一个外形呈纺锤状的封闭负异常区，夹持在塔里木地台、扬子地台和印度地台的正异常区之间，形成一个不对称的“重力盆地”。异常边缘陡峭，内部平坦，与地质构造格局和地形轮廓基本一致。航磁异常、布格重力异常等值线和均衡重力异常等值线，主要有两个延展方向：高原中西部近东西向，高原东部呈南北向。地壳厚度与地壳结构在南北方向上的变化大于东西方向。这些特征表明高原地壳深部构造与地壳表层构造一致。高原内部浅源地震断层面解和高原中源地震断层面解，揭示出高原的现今应力场，其主压应力轴多近南北向或北北东向，高原东部边缘近东西向。这说明高原岩石圈存在一个以近南北向水平压应力为主，及与之成正交的张应力为辅的近代构造应力场。高原中西部一系列近东走向的逆冲断裂带、推覆构造带等压性构造和走滑压剪性构造，都是在这种构造应力场的背景下形成的。青藏高原地壳、上地幔介质在纵向与横向上均呈现出明显的不均一。岩石圈存在着清楚的块－层结构：纵向分层，横向分块。岩石圈厚度约140-170千米，地壳平均厚度70千米左右。地壳厚度在东西方向上较均匀，变化不大，而南北方向上变化较大，在几个主要断裂带上，莫霍面均发生错断。例如，雅鲁藏布江断裂带北侧，莫霍面比南侧抬升了8千米。同周围的地块相比，青藏高原地壳厚度要大一倍。爆炸地震和磁大地电流测深，揭示了高原地壳内部存在两个低速低阻层，它们是地壳内部物质对流、地壳加厚的滑移带和浅源地震的发震带。  据中国地质科学院地质力学研究所研究发现，2002年前，地处藏北腹地的中型湖泊兹格塘错持续萎缩；而在2006年，科学家发现2002年前扎过帐篷的湖岸阶地竟被完全淹没。测量结果表明，短短4年，兹格塘错水位竟然上升了1.8米。自20世纪70年代起湖面就在扩张的纳木错湖，近几年水量增速也明显加快。自2005年，湖面每年“长高”20-30厘米。这些数字的变化并不仅仅体现在科学研究上，它已经严重影响了农牧民的生活。据《科学时报》此前的报道，仅那曲地区中西部的6个县（区），就有10余个湖泊湖面出现明显扩张，近16万亩草场被淹没。青藏高原气温逐步升高。过去50年中，以每10年0.26℃的速度上升，远远高于全球变暖的平均速度，冬季升温尤为强烈。另外，青藏高原极端低温升高显著，极端高温也在上升。不断上涨的湖面业已淹没部分肥沃的草场，但更令人措手不及的，则是地质灾害的发生。据介绍，中印、中尼交界的藏东南地区，由地震、冰川、泥石流等因素形成了很多诸如易贡错、然乌错和古乡错的堰塞湖。 青藏高原湖水面积扩大，在纳木错湖多年来“多出的水”中，冰川融水占有了较大比重。纳木错湖自20世纪70年代起一直在扩张。近些年来，纳木错流域的冰川消融水量和降水量都在增加，远大于湖泊蒸发水量。这部分水量增量导致了湖面的迅速扩大。虽然大气降水对纳木错湖泊总水量的补给占有绝对地位，但监测发现，冰川加速消融才是纳木错湖面快速扩大的主导作用。2010年，中国科学院寒区旱区环境与工程研究所研究人员在大量观测试验和分析研究的基础上，初步估算出青藏高原多年冻土区地下冰的总储量达9528立方千米。分析表明，地下冰总储量达9528立方千米。其中，多年冻土上限下1米内地下冰总量为665立方千米，占总储量的7%；上限下1到10米深度段地下冰总量为2650立方千米，占27.8%；上限下10米以下深度段为6213立方千米，占65.2%。

4. 青藏高原的南北向构造

青藏高原自中生代以来，在南北向挤压作用下各地体逐次拼合、碰撞、挤压，随之地壳缩短、高原隆升的过程中，形成了东西走向为主的山系、河流、断裂，各地体明显地东西拉长，南北缩短，这种格局在地质图件上表现得十分突出，与其相应的是沿着若干边界断裂发育着基性-超基性岩、蛇绿岩等磁性岩石，形成了狭长的磁异常，这是众所周知的事实。区域负磁异常及相应的青藏高原磁场的东西分区预示着南北向构造的存在，这种在地表不甚明显的特征是否与东西向构造相矛盾，负磁异常形成的原因及其地质意义正是下面讨论的内容。9.3.1 青藏高原的航磁异常
综观青藏高原航磁ΔT图(彩图26)可以看到两种类型的磁异常，其一是非常突出的以近东西向为主的条带状、线状磁异常，通常沿高原的边缘以及各地体边界断裂分布，系磁性较强的基性-超基性岩、蛇绿岩等岩石引起的，这类地质体有的虽出露地表且有较大的延伸深度和长度，但磁异常狭窄、形状尖锐等特征表明主要是由相对浅层因素形成的，与断裂有密切关系(熊盛青，2001)。
另一类型磁异常是近年完成的青藏高原航磁测量的新发现(熊盛青，2000)。其磁场强度不大，但沿东西向明显将高原分割成三个不同强度的区段。首先是在东经88°～92°之间，东西可达300～400km，南北近400～500km范围负磁异常区，和100°～105°之间的北东向的正磁场区段，以及此两区段之间的过渡区段。它们的磁场特征很不同。这种区域性的差异是一定深度范围内磁性不均匀性的反映(熊盛青等，2001)。下面将对近南北向展布的负磁异常区段特征及其地质意义作进一步探讨。
在航磁ΔT图(彩图26)上可看出，该负磁异常位于青藏高原中部，青海西南部，呈长轴为NE向的区段，西界在木孜塔格—康若—达雄一线，东界在青藏公路西侧的康通湖—唐古拉山—麻青一线。在地质位置上，北以昆仑山断裂带为界，南至雅鲁藏布江活动带，包括可可西里、羌塘、拉萨等地块，基本上占据了青藏高原的腹地。负磁异常区以班公错-怒江断裂为界分布南、北两个部分。北部平静的负磁场区，异常强度为－20～50nT。南部是一系列强度较大、正负相间剧烈变化的线状或串珠状东西向磁异常条带，叠加在负磁场背景上。根据航磁资料进行化极向上延拓的换算，负磁异常的特征更加清晰，突出了它与周围地区磁场的差异(图9.3.1)。

图9.3.1 青藏高原航磁化极上延50km平面图(据航遥中心，2003)

9.3.2 负磁异常区地质背景
北部负异常区出露地层有三套:元古宙地层在改则—康若一带，为片麻岩、片岩等，出露范围狭小，磁化率为(1500～11000)×10－5SI，属强磁性;侏罗纪、白垩纪和三叠纪以海相沉积灰岩、砂岩为主，偶夹火山凝灰岩，属弱磁性;古近-新近纪与第四纪为陆相砂岩、粉砂岩及砂、砾、冰水沉积，广布全区，属弱磁性。岩体主要为燕山期花岗岩和第四纪玄武安山岩，前者多处于地体边缘部位，后者出露零星，磁化率变化范围在(10～6000)×10－5SI，属于中强磁性。
南部负异常区出露最老地层为元古宙念青唐古拉群，以片岩、片麻岩和混合岩为主;古生界为地台型碳酸盐岩、碎屑岩建造;三叠系以及上侏罗统和下白垩统为复理石和类复理石建造，夹少量火山岩;始新世—渐新世出现磨拉石建造。沉积地层均为无磁性或弱磁性，磁化率一般不超过30×10－5SI。其中火山岩虽具有一定磁性，但磁性强弱不均。部分变质岩磁性相对较大。侵入岩主要为闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩，磁化率在(1000～3000)×10－5SI之间;基性和超基性岩具有强磁性，磁化率在3000×10－5SI以上。
强磁性体所形成局部块状、线状、带状或串珠状的强磁异常只是局部的(强度一般为－100～－200nT，最大可达1200nT以上)，在化极上延50km平面图(彩图27)上几乎衰减殆尽，即高频成分消失后，幅度较小的平静负磁异常特征却更加清晰，这说明负磁异常具有区域性深层的构造意义。
从彩图26、图9.3.1中所识别出的正负磁场区的大致范围，再与重力资料(彩图27)对比分析发现，在彩图26中所见到的南北方向的构造特征不单纯是局限区域磁场特征，在彩图27中东西向的重力异常特征也表现与负磁异常区存在着某种关系。在航磁图中的负异常区范围正是青藏高原Δg异常最低的地段，也是高原腹地地壳厚度最大的部位。并且重力负异常被南北向的构造线分割成若干块。
可以看出，所划出的南北向构造线实际上垂直于西藏南部边界断裂附近的弧状的航磁线状异常和重力梯度带，航磁和重力的弧状异常正是印度板块向青藏高原下面俯冲的前弧，事实上，在印度板块向北推进时，地壳和岩石圈不可能是平整地向前推进的。不同区段上地壳和岩石圈俯冲的速度，有快有慢，俯冲的深度，有深有浅，经受的压力作用有差异，从而造成了地壳与岩石圈在推进过程中的分裂，产生了同一地体在东西不同区段上的变化。由此，在地壳的厚度、成分及构造活动如热液和火山作用等方面都出现了差异。
9.3.3 构造力学分析
众所周知，印度板块与欧亚大陆碰撞是在燕山期—喜马拉雅期，最终在古近-新近纪完成对接(图9.3.2)，在此构造活动中，印度板块各段以不均衡的速度向北推进，其构造活动前峰是在境外帕米尔高原区，并以大约60°夹角向二侧翼展开，其西翼在阿富汗、伊朗;东翼在我国西藏，因而碰撞带的不同部位应力场将有所差别。在前峰帕米尔一带以压应力为主体，而两侧处于复合应力场环境中。它一方面受突出前峰压应力的效应，在侧翼产生横向拉张，另一方面又受由南向北俯冲作用，在碰撞带上产生纵向挤压。前者随侧翼弧度加大而增强，后者随远离碰撞而减弱。

图9.3.2 帕米尔-青藏高原构造略图

青藏地区处于其右侧翼，在上述应力场作用下，藏南雅鲁藏布江一带，直面印度板块俯冲，以纵向挤压应力最明显，而藏北地区因远离碰撞带，纵向挤压逐渐减弱，而横向拉张则突出出来，将产生局部抬升与陷落的断块构造，使地层沿走向的厚度与埋深将发生很大变化，这种变化将直接影响地球物理场的性质。藏北负磁异常区即处于陷落的断块构造部位，它至少有两期活动，一是燕山期侏罗纪，厚度较大的含煤地层，另一是古近-新近纪至更新世，接受了厚度较大的陆相沉积，从而在陷落断块上覆盖了巨厚的无磁性或极弱磁性的沉积层，加大了下部磁性体的埋深，使区域磁场在陷落边界控制下形成了近于矩形的负磁异常区。这在航磁图(彩图26)与重力图(彩图27)上都很清楚。
值得提出的是，藏北地区纵向压应力仍然存在，并还在起作用。由于它向北应力大于向南，往往使岩层出现逆冲，而将深部地质体推到上部或表层。如负磁异常区内康若—切纳强玛一带出现了近东西向展布的元古宙片麻岩与片岩层，在磁场上显示了局部正磁异常，反映了磁性体埋深对磁场的影响。
青藏高原是多个地体由北而南逐步拼合而成的，各地体间东西方向存在相同的地质、地球物理特征，前面讨论的沿东西向划分的正负航磁异常区段，应该是发生在青藏高原各地体拼合之后，大约是在55Ma以后的时间里，随着印度板块向北的俯冲，在岩石圈推进和地壳缩短增厚过程中，在东西方向上千千米范围内产生了差异，这是因岩石圈的推进速度俯冲深度不均匀引发造成了地壳厚度、沉积岩厚度与岩性的差异，从而影响到区域磁场和重力场的异常特征。因此，可以说由负磁异常的讨论使我们更深刻地理解青藏高原地壳、岩石圈的复杂状况，需要分析地体拼合后地质体所发生的新变化，这个变化虽然是中上地壳磁性变化，都是来源于更深层的构造运动。
事实上，在地震探测中发现了负异常区与地壳Sn波缺失地区大致相对应(肖序常，1990);地震层析图上在此区段的深部200km上下发现了低速体(姜枚等，1998;薛光琦，2002)，它们可能与地表火山活动、热液活动有关，也与部分熔融和各向异性变化有关，同时地壳的泊松比较高表明藏北地壳和上地幔存在的高温度低速体。这些深部因素都可能影响到地壳磁性的变化。
地震断层面解析结果表明，地震高压应力轴基本上垂直于弧形构造走向，中浅源地震受着深部共同因素影响(滕吉文，2002)。在震源机制的研究中发现，负磁异常区得到了拉长较强的P分量，向两侧则T分量加强(徐纪人，2000)。
我们再来分析图9.3.3的南北向构造，Harrison等人1995年就证实了亚东-古露这一最大裂谷(图9.3.3)始于11～8Ma前，并且8Ma时急剧扩张，其间扩张作用的加剧可能与气候变化和鳊洋形变在时间上吻合。Mercier等(1987)观察到喜马拉雅地堑的东西向扩张始于11～5Ma前。Yin等1994年在始于15～18Ma前的雅鲁藏布江缝合线附近发现了一组作为东西向扩张标志的南-北走向、分布稀疏的岩墙群。由于与边缘平行的拉张作用一直延伸到形变的前沿，最近的GPS测量也证实了这一点(Larjon等，1997)，因此认为藏南与喜马拉雅地区发育的正断层具有相同的成因。根据Yin等(1994)所报道的表明东西向扩张的岩石墙群，这样在15～18Ma前已经在进行的扩张作用甚至可能早于18Ma前，正像多数俯冲带一样，原始的形变前沿在碰撞开始时就已弯曲。藏南北部的多数地堑似乎都被嘉黎元古断裂带截断了(Armijo，1986，1989)。如果将喜马拉雅和藏南的正断层定位于因印度岩石圈俯冲而发生基底剪切作用地区的上部，可以认为，喀喇昆仑-嘉黎断裂带标志着藏南地区强烈的基底剪切作用的北部终结线。
印度板块岩石圈进行大规模的俯冲地壳不会保持完整。更大的可能是印度板块地壳与地幔脱离开并融于西藏的加厚地壳中(Nalson等，1996)。部分印度板块的地幔在藏南之下沿一缓倾斜面继续滑动。在整个藏南地区下伏着高速的地幔，可能是印度地幔。而藏北地幔的地震波速度很慢(Qmens等，1997)。最大深度为90km的小地震仅在藏南有所发生，这表明一种相对较冷并能够维持剪切应力存在的上地幔环境(Chen等，1996)。
负磁异常区段形成的因素可能是多方面的，但主要是由无磁性或弱磁性盖层厚度增大而引起的，古近-新近纪以来碱性火山喷发及其热作用而引起退磁现象可能是其原因之一，但影响范围有限。
印度板块不均衡向北推进产生横向拉张造成地壳陷落，致使高原中段沉积盖层局部性增厚是负磁异常区产生的主要构造因素。

图9.3.3 青藏块体主要断裂构造简图

5. 李廷栋的学术成就

把地质编图提高到新水平早在20世纪60年代初，他在地质部地质科学院地质研究所工作的时候，曾参加并主持了若干区域地质调查图幅设计、报告的评审验收工作。他主持编制了1∶20万及1∶100万区域地质调查规范，参与组织了中国区调工作会议和中国区调图幅清理工作，他主要负责抓重点地质区（带）区调工作部署和试点图幅的科学技术研究。他还经常结合区调图幅的问题进行短期野外地质考察，以解决填图中的有关问题等等。这些工作都为他以后进行地质编图打下了坚实的基础。20世纪70年代以来，他主持编制了多种地质矿产图件，并且不断地探索技术方法、总结编图经验。在编图中，他始终坚持“严格要求、精心设计、精心编绘、严格审校、力求创新”的指导思想。他说：“编图过程就是区域地质综合研究的过程。”他强调丰富的科学内容与完好的表现形式相结合，提倡编图质量和科学技术上的创新。他自己则总是与编图组的们一道充分搜集研究已有的资料，深入综合分析对比，熟悉并掌握各地质区（带）的地质特征并作出合理的处置，还根据地质科学与地质工作的新进展，不断增加新的地质内容，扩大地质信息量。同时，在制图技艺、图面结构、色标制作等方面也不断进行革新。因此，编出的地质图件，其地质轮廓清晰，地质内容翔实，数据可靠，繁简适度，绘制精细，结构合理，色调配置得当，图形美观，从而把中国的地质编图提高到了国际先进水平，受到国内外地质界的高度评价，并被广泛引用。他先后主持编制的1∶400万《中华人民共和国地质图》（1972年版）、1∶500万《亚洲地质图》（1975年版）、《中华人民共和国地质图集》（1973年版）及1∶200万《中国矿产图》等曾先后获得中国科学大会奖、国家自然科学一等奖、地矿部科技进步一等奖。1∶400万《中华人民共和国地质图》（1976年版）、1∶400万《中华人民共和国构造体系图》（1976年版）和《亚洲地质图》公开出版，并在第25届国际地质大会上展示，在国内外地质界、舆论界引起强烈反响。国际地科联主席杜伦佩教授称赞说这“是第一流的”。《中华人民共和国地质图集》出版后，日本和英国要求由他们翻译出版。美国《地质时报》称“图件在细节上很精致”、“制图上配置很好”、“印刷达到了高水平”。香港大学地质系彭琪瑞教授称，这“对亚洲地质及世界地质的了解和研究是一个巨大的贡献”。系统总结中国和亚洲区域地质他在长期科研实践和区域地质资料积累的基础上，又不断地搜集分析新的研究成果，并且结合几轮编制的中国地质图件，多次总结中国区域地质特征，发表了二十多篇论文，编撰了《中国地质概述》专着，这是对中国区域地质的初步的但也是系统的总结，在“文化大革命”的历史条件下，却又是一个非常重要的总结。《中国地质概述》和有关论文划分了中国大陆的构造地质区和地质演化阶段，厘定了中国构造运动和岩浆活动期序，论述了中国地质的若干特点和矿产分布的地质条件。他把中国大陆划分为地台区、陆间增生褶皱区、陆缘增生褶皱区等3种“构造地质区”和10个“构造地层区”；划分出12期主要的构造运动，并以阜平运动、吕梁运动、晋宁运动、印支运动为转折，把中国地质演化划分为五大阶段。作为集体研究成果，《亚洲地质》是中国地质学家编撰的第一部论述亚洲区域地质的专着。李廷栋是项目负责人和主要作者之一。《亚洲地质》根据王鸿祯院士倡导的构造活动论和地质发展阶段论的观点，把亚洲大陆分为6个地层大区（地质大区）和四大地质发展阶段，系统而概要地论述了亚洲大陆自然地理、区域地层、区域岩浆岩和区域构造时空发育的总体特征。李廷栋则从自然地理与地质结合上，把亚洲划分为六大自然地理区，从形成的地质背景上总结出亚洲地势发育的4个条件和特点，概括出6种山体结构形式。他从地壳结构及其演化的差异出发，把亚洲划分为六大构造岩浆域，总结出亚洲岩浆活动的阶段性、继承性、分异性、分带性及迁移性的时空演化规律；在有关论文中把滨太平洋中新生代岩浆岩划分为陆内、陆内断陷、陆缘盆地及西太平洋岛弧4个构造岩浆区和20个构造岩浆系，并分别论述了它们的特点。该书获1982年中国优秀科技图书奖。探索青藏高原的隆升1980年10月，他受命任中国地质科学院院长。党的十一届三中全会之后，本着拨乱反正、解放思想、实事求是的精神，科研单位同样面临着治理整顿的繁重任务。他出任院长（1980—1986）的6年，也正是中国经济体制及科技、教育体制改革的起步时期，院务繁重。一方面他以主要时间和精力抓好院务管理和改革；一方面又以中方联系人的身份参与主持了中法“喜马拉雅地质构造与地壳上地幔的形成演化”合作研究项目。作为院长，他毫不懈怠；作为科学家，他没有节假日，没有晚上休息时间，努力地进行着科学研究与探索。中法喜马拉雅地质构造的合作研究是一次大规模的科学考察，先后参加工作的有四百余人。李廷栋作为中方联系人，参加并主持了历次中法双方的会晤和谈判，并先后三次进藏开展地质调查，致力于青藏高原区域地质的综合研究，实行“地质与地球物理调查相结合，地质立典性研究与区域综合研究相结合，宏观观测与微观研究相结合”。他作为主要作者之一，发表了《喜马拉雅岩石圈构造演化·总论》等专着，在国内外刊物上发表论文二十多篇。他从地质与地球物理的结合上论述了青藏高原岩石圈结构构造及其演化模式；指出高原存在扬子、华夏、冈瓦纳三种类型的基底；提出“陆内汇聚—地壳分层加厚—重力均衡调整”的青藏高原隆升模式。他认为，高原大幅度快速隆升始于第四纪。他作为第一作者撰写的《青藏高原地壳演化与隆升机制》一文在莫斯科第27届国际地质大会上宣读，引起与会者的广泛兴趣，并应邀发表于英文刊物《构造物理学》上。该项成果获地质矿产部1989年科技成果一等奖。后来，他又结合亚东-格尔木地学断面研究新资料，再次进行高原中部地体构造分析，进一步研究了高原隆升的过程与机理，把高原隆升划分为“俯冲隆升（K2-E2）、汇聚隆升（E3-N1）、均衡调整隆升（N2-Q）”三大阶段，并初步探讨了各阶段隆升的特点和幅度。有关论文《青藏高原隆升的过程和机制》亦于1996年应邀发表于《构造物理学》期刊上。推进全球的南极地质研究“上天、入地、下海、登极”的地学科学研究，一直被人们作为科学研究的前沿，为世人所瞩目。他有幸于90年代前期主持了“南极岩石圈结构”的国家攻关项目。为了在较短时期内掌握南极大陆地质概貌，取得几项高水平的科学成果，他提出并实施了“抓两头”的科学考察战略∶一头抓地质立典式的调查研究，一头抓区域地质综合研究。实践证明这种战略是奏效的。他们这个科研集体一方面充分利用长城站、中山站的工作条件，选择前沿性、关键性的地质问题开展地质立典式的精细的地质调查研究，取得一些创新性科研成果：首次提出了东南极拉斯曼丘陵地区5?5—5亿年前泛非构造热事件的地质含义；在南极首次发现罕见的硅硼镁铝矿；完善了南极地区布兰斯菲尔德海峡地层层序和构造格架；进一步厘定了乔治王岛菲尔德斯半岛火山岩时代和成因；对陆地威德尔生物地理区和冈瓦纳古陆再造提出了新的证据和认识。另一方面狠抓区域综合研究，编制1∶500万南极地质图、矿产图，系统搜集已有的地质、地球物理和矿产资料，总结南极大陆地质构造的基本特征和矿产资源的总体面貌，使中国成为世界上编制完成南极洲地质图的少数国家之一，为中国制定南极政策和为人类和平利用南极作出了贡献。1971年，李四光先生逝世。李廷栋参加了“李四光遗留资料整理小组”，与李林、马杏垣、高文学、周国钧等一起整理、编译了李四光先生的着作、讲话和有关地质工作的建议等，这也成了他一个极好的学习机会。李廷栋于1986年10月调任地质矿产部副总工程师后，长期从事地质科技管理工作，并就国土地质调查、地质工作发展战略等提出了若干建设性的意见和建议。他还多次参加国际学术会议，是第25.27.28.29届国际地质大会中国地质代表团的代表，是第30届在北京召开的国际地质大会学术委员会主席。还曾对俄罗斯克里米亚、高加索、库页岛，日本北海道，美国洛杉矶、加利福尼亚和图桑，加拿大安大略，以及冰岛、南极等地进行野外地质考察，丰富了地质知识，增强了地质对比能力。他非常重视人才培养，在科学研究和科技管理十分繁忙的情况下，他培养了多名硕士生、博士生，一丝不苟、循循善诱地指导他们的工作。李廷栋院士说，对我的成长起关键作用的还是几次承担科研项目的实践，特别是进行野外地质调查研究的实践。他非常重视野外地质工作，他治学严谨、踏实认真、谦虚谨慎、善于吸取各家所长，成为新中国成立后成长起来的优秀地质学家的代表之一 。

6. 青藏高原现今的地壳运动

青藏高原岩石圈构造单元的划分和边界结合带的确定，不仅可从构造变形和地质发育历史得到支持，还可从现今大地形变测量和GPS观察资料得到佐证。
构造变形是地球内部物质运移和构造应力场最直观的指示计，而用以观察地壳构造变形的最重要的标志之一就是地表物质运动，而GPS观察和大地形变测量正是观察、了解地表物质运动的最重要的手段和最先进的方法之一。GPS观察和大地形变测量资料提供了阐明大陆块体运动、划分岩石圈构造单元的最重要的定量数据。GPS资料揭示了青藏高原岩石圈以块体为活动单元、以断裂为活动边界的地球动力学特征。
1.3.1 从南北方向运动速率的变化看青藏高原岩石圈构造单元的划分
GPS资料(图1.3.1)揭示青藏高原具有在整体向北和向东运动的背景上，自南而北，运动速率逐渐减小，自西往东运动速率逐渐增大的差异性运动特点，而同一块体内，运动速率则相对较均一。

图1.3.1 青藏高原的主要断裂构造和块体的现今地壳运动

据喜马拉雅山前恒河平原的GPS观测资料，印度地块的平均运动方向约为北20°东，平均运动速率为40～42mm/a，而喜马拉雅山北坡的观察资料表明喜马拉雅地体的运动方向为北东30°～47°东，平均运动速率为29～31mm/a，说明喜马拉雅地体和印度地块不仅运动速率不一致，而且运动方向也有明显差异，应作为不同构造单元。两者的速度差异表明喜马拉雅地体和印度地块间有－10～13mm/a的会聚和陆壳缩短作用(张培震等，2002)，这一会聚和缩短量被喜马拉雅前陆逆冲断裂系的南向逆冲扩展作用和印度地块的北向俯冲作用(崔军文，1999)吸收。因此，喜马拉雅前陆逆冲断裂系可作为印度地块和喜马拉雅地体两大构造单元的边界。
喜马拉雅前陆逆冲断裂系是与印度板块和欧亚板块会聚、碰撞作用相关，以雅鲁藏布江碰撞带为根带发育起来的叠瓦状逆冲断裂系，西瓦里克前陆坳陷带新生代沉积建造特征和喜马拉雅结晶岩系中变形矿物的同位素年龄资料显示，组成喜马拉雅前陆逆冲断裂系的主要冲断裂或韧性剪切带，具有自北而南，形成时代渐新的演化趋势(崔军文，1997a)，表明喜马拉雅前陆逆冲断裂系具有下叠式逆冲序列。所以印度地块和喜马拉雅地体间的会聚量是通过印度板块不断向北俯冲和喜马拉雅山前逆冲断裂系的不断向南扩展而逐次、逐段吸收的。
由于喜马拉雅地体岩石圈具有明显不均一变形的特点，下地壳处于收缩状态，而上地壳处于伸展状态，北喜马拉雅沉积岩系中，广泛发育的正断层和重力褶皱表明，整个北喜马拉雅沉积岩系相对高喜马拉雅结晶岩系作自南而北的重力滑覆，北喜马拉雅韧性剪切带的微构造和石英C轴组构分析均表明该剪切带早期表现为逆冲性质，后期已转化为下滑剪切带(崔军文等，1992)，说明喜马拉雅地体中广泛发育的南北向伸展作用(正断裂)的南界，已扩展高喜马拉雅结晶岩系顶部北喜马拉雅韧性剪切带范围。所以越过该剪切带后的高喜马拉雅，其实际北向运动速率应是实测速率-正滑速率，地壳上部与下部北向运动速率也是不一致的。
GPS揭示的拉萨地体的优势运动方向为北东30°～47°，平均速率为27～30mm/a。运动方向与喜马拉雅地体相同，运动速率也十分接近，说明喜马拉雅地体与拉萨地体之间(边界断裂为雅鲁藏布江断裂)无明显的会聚、缩短作用发生，这与雅鲁藏布江断裂的构造变形资料是一致的。雅鲁藏布江断裂现今表现为近于直立的断裂，地壳上部呈向南北两侧不对称逆冲扩展的扇形构造(崔军文，1992)，两地体间1～2mm/a的速率差很可能被沿雅鲁藏布断裂物质下插和褶皱作用所吸收。但雅鲁藏布江断裂仍可作为喜马拉雅地体和拉萨地体的边界断裂，主要理由:
(1)据古地磁资料，喜马拉雅地体自晚白垩世以来整体向北漂移了3600～4173km，而同期的冈底斯-念青唐古拉地体的北向漂移量为866～2036km，两者之差即是两地体间的会聚量，而其中约1500km是在古新世—始新世时期吸纳的(Molnar，1986;崔军文，1992)，而第四纪以来(2.5Ma以来)，仅缩短500km。第四纪时期，雅鲁藏布江断裂已由晚白垩世以来的俯冲带逐渐转化为直立的断裂带，喜马拉雅地体与冈底斯地体间的会聚量自印度板块和欧亚板块碰撞后，逐渐递减，现今，两者间会聚量已很小。可见自晚白垩世印度板块与欧板块碰撞以来，雅鲁藏布江断裂一直作为调节印度板块和欧亚板块运动的主要边界断裂。
(2)尽管雅鲁藏布断裂两侧的喜马拉雅地体和冈底斯-念青唐古拉地体具有接近的北向运动失量，显示“均一性”，但在垂直喜马拉雅构造带走向的北东方向，后者东西向强烈拉张，而喜马拉雅地体的东西向拉张主要发生在北喜马拉雅地区，而且东西拉张速率远远低于冈底斯-念青唐古拉地体。说明东西方向，两者运动特点不一，显示分块性运动特点。拉萨地块的东西扩张速率为(10±5)mm/a(Armiioetal.，1986)、(18±9)mm/a(Molnar et al.，1989)、(15～19)mm/a(CuiJunwen，1997)。GPS获得的东西向拉张速率，西段噶尔(狮泉河)为(4.66±1.2)mm/a，东部索县高达(25.94±1.05)mm/a，平均扩张速率为(21.28±1.5)mm/a(张培震等，2002)。拉萨地块东、西两段横向(东西向)扩张速率差异如此之大，与构造地貌条件密切相关。西段由于受帕米尔弧形构造域自南而北的逆冲扩展和费尔干纳-喀喇昆仑右行走滑断裂的影响，边界条件受约束，而东段索县则处于三江弧形构造拐弯部位，地势上自西向东，逐渐降低，自由边界条件。喜马拉雅地体尽管也存在东西向扩张，由于受喜马拉雅东、西两端构造结的约束，扩张速率小得多，仅4.9mm/a(崔军文，1999)，而且仅限于北部的特提斯沉积岩区。
(3)雅鲁藏布断裂两侧岩石圈各向异性特征有明显区别(详见地球物理部分)。
关于拉萨地块的北界，不少学者提出应为喀喇昆仑-嘉黎断裂(张培震等，2002)。比较平行于北东方向(印度恒河平原相对欧亚板块的运动方向)GPS观察得出的各地块的运动速率，自恒河平原到阿拉善地块，运动速率逐渐降低，运动速率变化较大的部位在低喜马拉雅与高喜马拉雅间(主边界断裂)，从高喜马拉雅至阿拉善地块，不存在大的速度变化部位或区、带，而是逐渐降低。但在垂直板块运动方向的110°方向上，存在几个运动速率变化较大地段，雅鲁藏布断裂北侧的冈底斯-念青唐古拉地体相对南侧的北喜马拉雅有约10mm/a速度差，第二个变化大的地段位于ANDU与NYMA间(张培震等，2002)(相当班公错-怒江断裂)，速度差约8.9mm/a。第三地段位于YUSH与WUDA间，速度差约6.7mm/a，在ANDU与YUSH间(相当羌塘地块)运动速度最大。冈底斯-念青唐古拉地体和羌塘地体相对其南侧的地体，运动速率大，显示这些地体向东运动速率大于南侧的地体，表现为地体边界断裂，雅鲁藏布江断裂和班公错-怒江断裂的右行走滑性质;而YUSH以北的可可西里-巴颜喀拉地体、东昆仑-柴达木地体，相对其南侧的地体，运动速率依次减小，说明这些地体的边界断裂———金沙江断裂、中昆仑断裂，具有左行走滑特点，以上与地质资料是吻合的。但越过南祁连山断裂后，北祁连运动速率最大，相对其北侧的阿拉善地块作自西向东运动，北祁连冲断裂(结合带)应同时具有左旋走滑性质，即祁连地体相对阿拉善地块向北东方向斜冲，而特提斯喜马拉雅相对高喜马拉雅向北东方向斜落。据GPS资料，作为祁连地体和东昆仑-柴达木地体边界的南祁连冲断裂应具有右行走滑性质，尚需要地质资料证实。GPS资料显示青藏高原存在两个侧向运动速率较大的地体:冈底斯-羌塘地体和祁连地体。
1.3.2 从东西方向运动速率的变化看青藏高原的构造伸展作用和走滑作用
GPS资料揭示青藏高原的差异性运动特点，不仅表现在自南而北，北向运动速率逐渐减小，而且还表现在自西往东，东向运动速率逐渐增大。
GPS结果表明大致沿金沙江断裂带，有全高原最大的东向运动速率((20.58±1.67)mm/a)，往南运动速率逐渐减小，印度恒河平原接近零，表明从高喜马拉雅往南，基本变形方式是印度板块的北向俯冲和喜马拉雅的南向逆冲扩展，可见金沙江断裂以南的羌塘地体、冈底斯地体和北喜马拉雅地体，相对其南侧的地体，均作整体向东的运动。作为地体边界的班公错-怒江断裂、雅鲁藏布江断裂均有右行走滑特点，这与地表观察资料是一致的。由于北喜马拉雅地体相对高喜马拉雅地体向东运动，因此在高喜马拉雅结晶岩系顶部的逆冲型流劈理和特提斯沉积岩系中的正滑型流劈理，劈理面上的拉伸线理均北东向(崔军文等，1992)。金沙江断裂以北直至南祁连-柴达木北缘结合带，横向运动速率渐减，至德令哈(DACA)一带仅为(9.04±1.64)mm/a，形成宽达500余千米的左行平移走滑运动域(张培震等，2002)，可可西里-巴颜喀拉地体和东昆仑-柴达木地体相对其北侧的地体向东运动，地体间的边界断裂———东昆中断裂、南祁连-柴达木北缘冲断裂和北祁连冲断裂具左行走滑或逆冲-左行走滑性质。可见青藏高原存在一以可可西里-巴颜喀拉地体及其两侧的边界断裂———西金乌兰-金沙江结合带和东昆中-鲜水河断裂(见图1.1.2)为中心的最大的东向物质流动带，最大的东向运动速率为(20.58±1.67)mm/a，往东运动速率逐渐降低，运动方向逐渐向南偏转，至可可西里-巴颜喀拉地体南缘，即地体终端的川滇菱形地块发育区，GPS测得的运动方向为SE105°～115°，更南到滇西地区为155°～165°。由于东昆中-鲜水河断裂以北的区域性的左行走滑运动，导致东昆仑-祁连地块的顺时针向旋转及其内发育的南向逆冲断裂同时具有左行走滑性质和北向逆冲断裂转化为左行走滑-正断裂。因此在松潘-甘孜地体及其以北的东昆仑-柴达木地体中广泛发育的北西西向逆冲断裂，特别是柴达木盆地及其周缘的北西西向、向南倾斜的逆冲断裂，表现为由南西向北东方向斜冲。
以上表明，青藏高原走滑断裂的形成机制，并非两侧地体的反向运动，而很有可能是地块在作东向扩展运动时，由于断裂两侧块体的相对运动速率不一致的结果(崔军文，1992)。
地体内部的变形揭示，在藏北地块广泛发育东西向—北西向右行走滑断裂同时，出现大幅度东西向拉张，根据新生代盆地获得的东西向扩张速率为5～19mm/a(3Ma以来)。GPS获得的东向运动速率:噶尔(狮泉河)为4.7mm/a，而索县(25.94±1.05)mm/a，可见，藏北地块内部，自西往东，物质的东向运动速率逐渐增大，这就必然导致地块内部强烈的东西向拉张作用，最大东西向扩张速率达(25.94±1.05)mm/a(张培震等，2002)。它是导致藏北地块南北向断陷和张裂带形成的主因。在“航磁ΔT异常图”上，青藏高原腹地(藏北地块、青南地块)，大约在东经86°～92°、北纬33°～36°之间，存在一组北北东走向、大致平行的航磁异常带，最大负异常区大致位于青藏高原腹地，这些负航磁异常带应视为南北向深层断陷作用的产物，它反映由于东西向的强烈拉张，在青藏高原腹地深层出现了相向错落的断陷带，最大坳陷部位在青藏高原腹地的中央。
GPS揭示的另一个向东运动变形带位于北祁连，运动速率达10.0～14.0mm/a，河西走廊为7.0～10.0mm/a，阿拉善地块为5.0～6.5mm/a，祁连山与阿拉善地块间有(7.5±1.5)mm/a速率的左行走滑运动。可见沿金沙江断裂和北祁连断裂各存在有一快速运动带，它们大致对应于金沙江结合带和北祁连结合带。GPS资料表明大致沿阿尔金断裂至北祁连断裂、海源断裂，运动矢量呈规则的向东偏转。阿尔金山，断裂的运动方向从中段的近于南北向，至东段为北北东向，北祁连西段为北东向，往东至东祁连(兰州、海源)，基本为近东西向，这一运动方向一直保持到鄂尔多斯盆地—北秦岭;从南北方向看，青藏高原北缘，自北纬35°线往北至北祁连，整体上显示运动方向由北东向→北东东向→东西向，可见自东经100°线～110°线，在北纬35°以北，存在一个自西向东的纬向物质运动，表明在东昆仑以北的柴达木-祁连地块相对外围的塔里木地块、阿拉善地块，整体作顺时针向旋转，这就导致青藏高原北缘一系列左行走滑断裂和逆冲断裂的形成，青藏高原北部整体向阿拉善地块逆冲扩展。但在柴达木-祁连地块内部仍存在局部的差异运动。
金沙江结合带以南，地体的运动，也显示作整体旋转的特点。TUOT测点显示的运动方向为北北东，沿金沙江结合带至QUEG(德·格)转为近东西向运动方向，鲜水河断裂为120°，更东到石棉、西昌(甘孜-理塘断裂)转为向南东东方向运动;往南至四川、滇中菱形地块运动方向为150°～160°，更南的昆明为165°。喜马拉雅东构造结也有类似旋转现象，构造结以西为45°～55°，向东逐渐转为105°～115°，向东的运动速度逐渐减小。青藏高原东部运动速度为22～26mm/a，到川西一带为18～20mm/a，而属于华南地块的四川盆地为12～14mm/a。说明青藏高原与华南地块间有4～8mm/a速度差，它很有可能通过龙门山前陆逆冲断裂系的东向逆冲扩展而被吸收。因此，龙门山前陆逆冲断裂系和安宁河-小江断裂带可作为青藏高原东缘结合带。
金沙江结合带南、北两侧东向运动速度的规律性变化，与青藏高原内部及其周缘特定的边界条件有关。由于西缘帕米尔地区强烈北向逆冲扩展及其导致的构造抬升和中亚地区由于喀喇昆仑断裂和费尔干纳断裂的右行走滑导致的物质的东向流动，使青藏高原物质从西缘整体向东扩展，巴颜喀拉地块中先存的一系列北西—近于南北向弧形断裂系，将诱导物质沿断裂滑动，由于断裂走向自西向东，由北西西向→东西向→南北向，物质运动方向也将由西侧的北东向垂直构造线走向，往东逐渐转为和北西西向→南北向构造线走向一致的纵向运动。南部物质沿班公错-怒江断裂、嘉黎断裂，向东滑动，由于喜马拉雅东构造结北向逆冲扩展或热构造伸展，起阻挡作用，使东向运动的物质围绕东构造结(南迦巴瓦峰)旋转。
而祁连山的物质东向运动，将沿北西西向先存断裂运动，受鄂尔多斯地块的阻挡，除一部分能越过并保持其东西向运动方向和速率渐减外，大部分将受鄂尔多斯地块南北向边界的阻挡，运动方向向南偏转，最终沿东西向的东昆仑-西秦岭断裂带，作自西往东的纬向运动。
羌塘地块7个测点显示的优势运动方向为北60°东，平均运动速率为(28±5)mm/a，而拉萨地块的优势运动方向为北30°～47°东，平均速率27～30mm/a，这一速度差很可能被沿班公错-怒江断裂物质的东向运动吸收。WUDA测点应落在巴颜喀拉地体，其运动方向为61.45°，速率为21mm/a，远远小于羌塘地块，很有可能这速度差被巴颜喀拉地体内的一系列北西向走滑断裂调节。昆仑-柴达木地块与巴颜喀拉地块尽管运动方向变化不大，但前者平均速度为12～14mm/a，远远小于21mm/a运动速率。同样祁连地块的优势运动方向为70°～90°，速度为7～14mm/a。向北运动速率的逐次递减被东昆中断裂和南祁连-柴达木北缘断裂的北向斜冲扩展和左行走滑运动吸收，可见这些都是制约地块运动矢量的主要因素，应作为边界断裂，但从速率变化量和运动方向来看，可能东昆中断裂更为重要，属一级构造单元边界。

7. 地质构造发展演化中的几个重要问题的讨论

1）若拉岗日结合带是华力西期构造结合带。
1：100万改则幅区域地质调查报告中把若拉岗日结合带称为大横山-黑熊山缝合带，并认为带内以三叠系若拉岗日群（T2-3R）为主，未见更老地层；带内见较多基性、超基性岩（脉）体，因而他们认为大横山-黑熊山缝合带是印支期造山带。笔者1：25万区域地质调查，从原划为三叠系若拉岗日群地层中解体出多套岩石地层，结合所发现的化石，将地层单位进行了重新厘定，认为结合带内最老有前泥盆纪基底岩块，并以泥盆纪稳定地块沉积组合和代表裂谷环境的石炭系—下二叠统碎屑岩-基性火山岩建造为主体，在结合带内发现了上二叠统不整合于下二叠统之上，区域上也发育这一不整合面，综上所述我们认为若拉岗日结合带应是华力西期的构造结合带。
2）若拉岗日结合带在古特提斯洋中只是陆内裂谷，且没有出现洋壳，不存在蛇绿混杂岩。
若拉岗日结合带是金沙江缝合带的西延部分，但它与东段有较大的差异。金沙江缝合带作为古特提斯洋的残留，在东段金沙江、甘孜理塘等地保留有较完整的洋壳残片（蛇绿混杂岩套）和岛弧火山岩建造，但在其西延的若拉岗日结合带，没有见到这些地质体。普遍发育于若拉岗日结合带，产于泥盆纪及石炭纪—下二叠统地层中的基性岩（脉）和少量超基性岩脉是热侵位的产物，它们的侵位时代根据Ar-Ar测年成果，说明是三叠纪侵位的。岩石学、岩石化学和地球化学特征也说明它们不是MORB型基性岩，更多地体现板内裂谷特征，因而这些均质辉长、辉绿岩（脉）及个别单辉橄榄岩脉不是蛇绿混杂岩的组成部分。石炭纪—早二叠世基性火山岩以碱性系列玄武岩为主，少量流纹岩和霏细岩，岩石地球化学特征和构造环境判别图表明它们形成于板内或板内裂谷。同时区域地质调查表明，若拉岗日结合带除长颈湖一处见一小型花岗闪长岩体外，酸性花岗岩类侵入活动极不发育，这与造山带常形成规模宏大的构造岩浆带有着明显差异，这也从侧面说明这一带并没有形成洋壳消减的碰撞造山带。
从以上这些特征看，拉竹龙-金沙江巨型构造带在东西向上具有明显的构造分段性，构造带所代表的晚古生代“古特提斯洋” 扩张规模总体似剪刀状，从东向西呈收敛趋势，且逐渐减弱。其东段在玉树地区发育有较完整的蛇绿混杂岩组合，表明大陆岩石圈的分裂较强烈，出现了洋壳；向西，古特提斯洋呈收敛的趋势，由陆间裂谷洋盆逐渐转变为陆内裂谷的大地构造环境，蛇绿岩组合逐渐消失，火山岩岩石组合也产生明显的变化，渐变为明显的裂谷型双峰式火山岩组合。
3）若拉岗日结合带有着重要的大地构造意义，但它并不能代表冈瓦纳古陆的北界。
“特提斯洋” 的性质和冈瓦纳古大陆的性质是当前讨论青藏高原岩石圈形成和演化的热门话题之一，由于青藏高原岩石圈结构的复杂性和独特性，以及具有多条缝合带多期次演化的特点，因而对这一问题的认识因人而异。归纳起来有3种类型的认识：
其一是认为存在特提斯大洋，并且代表冈瓦纳古陆的北界，具体是以某单一缝合带或双缝合带为标志。具代表性的有：以雅鲁藏布江缝合带为界（任纪舜，1999；袁学诚，1990）；以班公错-怒江缝合带为界（王鸿祯，1983；刘增乾，1983）；以龙木错-双湖-澜沧江缝合带为界（李才，1987；常承法，1992）；以昌宁-双江缝合带及其北的金沙江缝合带为界（黄汲清等，1987）。
其二是认为存在特提斯大洋，但大洋的位置和其所代表的冈瓦纳古陆北界在不同的地质历史时期有所不同，并在地质演化上表现出一定的时间空间规律性，具有从老到新自北向南迁移的阶段性演化特征（潘裕生等，1990；潘桂棠等，2002）。
其三是认为在印度大陆和亚洲大陆之间不存在广阔深邃的特提斯大洋，晚古生代到中生代只出现过小洋盆、较深的裂陷槽、海湾及陆表海（尹集祥，1998；肖序常等，2001；任纪舜，2004）。这一观点近来得到了越来越多的证据，如古生物、古地磁、沉积古地理，以及蛇绿岩等方面。图5-16即是根据古生物、古地磁、沉积古地理等方面的资料恢复的早二叠世联合大陆的复原图，在联合大陆的西方劳亚大陆和冈瓦纳大陆之间形成一个向东张开的海湾，此海湾内分布着众多小陆块和岛屿，包括塔里木、柴达木、华北、华南、松潘-甘孜、羌塘、拉萨、印支、日本等。这些小陆块之间或与岛屿之间相隔着裂谷、裂陷槽、小洋盆等，没有出现广阔深邃的大洋，所谓的 “古特提斯大洋” 总体来看是由众多复杂的、相互贯通的浅水海盆组成，是一个向东张开的浅水海湾。
通过对若拉岗日一带的地质调查研究可知：若拉岗日结合带作为羌塘地块与可可西里-巴颜喀拉地块间两个相邻地块间的重要构造分界，其构造意义的重要性不言而喻，物质组成和地质构造演化表明在华力西旋回中，该带是古特提斯洋的西延部分，但仅表现为陆内裂谷盆地；印支运动中叠加了前陆盆地，并作为盆地中大陆坡折的转折点，控制了前陆盆地的构造格局与迁移演化；侏罗纪及以后又相继发生了多期次的陆内俯冲作用，形成重要的地质构造分界线。但从前述的这些地质及演化特征来看，若拉岗日结合带中并不曾出现过广阔深邃的 “古特提斯大洋”，因而不能代表冈瓦纳古陆的北界。证据有以下几条：其一不存在大洋遗迹即蛇绿混杂岩；其二不发育构造岩浆岩带；其三深部地球物理资料证实不存在大的板块界限（见前节）。
4）关于任务书中提到西金乌兰湖结合带和乌兰乌拉湖结合带两条结合带穿越工作区的问题。

图5-16 早二叠世联合大陆的重建（据尹集祥等1998年底图修改）

任务书中提出工作区中有西金乌兰湖-金沙江结合带、乌兰乌拉湖结合带穿越工作区，并要求调查研究其组成与演化。通过区域地质调查及地质认识，笔者认为在羌塘地块与可可西里-巴颜喀拉地块间不存在两条结合带，仅存在若拉岗日结合带。但这条结合带由于在形成后，发生陆内俯冲消减、逆冲推覆等构造作用，产生构造叠置、断块重复现象，加之被后期的前陆盆地，山间断陷盆地叠加造成地理上的分割和重复现象，各断块间物质组成和演化历史都是一致的。东邻可可西里湖幅1：25万报告中虽然提到了上述两条结合带的存在，但在论述它们的物质组成与演化历史时则反映了相同性，不存在差异。在调查区内黑熊山一带见若拉岗日结合带被后期的三叠纪前陆盆地断片及中新世断陷盆地分割成南北两部分，正可对应于邻幅提到乌兰乌拉湖结合带和西金乌兰湖结合带，因为它们都具有相同的物质组成和演化特征，把它们作为两个不同的结合带是不合适的，因此笔者认为仅有一条华力西期结合带，即若拉岗日结合带，只是由于结合带较宽，表现为构造叠置状态产出。

8. 青藏高原的岩石圈均衡、挠曲和上地幔强度（摘要）

王勇
（中国科学院测量和地球物理研究所，武汉　430077）
冯锐
（国家地震局地球物理研究所，北京　100081）
根据Airy-Heiskanen的局部补偿模型，在青藏高原使用最新重力数据，进行了一种新型的均衡剩余重力制图，分辨率为10′×10′，对于了解构造作用性质、构造分带和应力研究提供了很多有用的信息。作者利用相干技术推算了青藏高原及其邻区地下岩石圈的弹性强度，得出有效弹性厚度为85km。另外计算了青藏高原的均衡剩余重力平面。根据中波长均衡剩余重力平面的模型研究，青藏高原的最上部地幔具有较低的粘度。由于粘度与温度密切相关，因而作者推断青藏高原区域下面存在有热的最上部地幔。