【简介：】本篇文章给大家谈谈《刘光勋 北京航材院》对应的知识点，希望对各位有所帮助。本文目录一览：
1、中国重力场、磁力场与区域构造
2、地震地质的孕育与诞生
3、近东西向的典
本篇文章给大家谈谈《刘光勋 北京航材院》对应的知识点，希望对各位有所帮助。
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中国重力场、磁力场与区域构造
由重力学理论可知,区域性重力布格异常场的分布形态和区域性地质构造,特别是深部构造密切相关。前者是后者在重力场中的反映,而后者又是形成前者的质量异常、扰动源体。在区域重力布格异常场中,重力异常等值线呈线状密集的条带地区,一般是深大断裂带、地壳厚度变动的地带或是造山带等线性构造带的反映。而这些深部地壳构造体系,在地表上,则呈现为裂谷、断裂构造、或者是山系等特征地貌地形。邓晋福等(2007)在华北三维岩石圈研究中称为地貌-构造单元。分析表明:布格重力异常梯度带(异常等值线密集带),一般与大的山系、断裂构造带密切相关。在中国重力布格异常场内的、贯穿中国东部的北东-北北东向大重力异常梯度带就与一系列的山系,以及断裂带系相关(图2.20)。如:大兴安北北东向重力异常梯度带对应大兴安岭山系及断裂带系;内蒙古东-辽宁西重力异常梯度带对应内蒙东-辽西山系及断裂带系;华北北缘燕山重力异常梯度带对应燕山山系及断裂带系;冀西太行山重力异常梯度带对应太行山山系及断裂带系;伏牛山重力异常梯度带对应伏牛山山系及断裂带系;武陵山重力异常梯度带对应武陵山山系及断裂带系;雪峰山重力异常梯度带对应雪峰山山系及断裂带系;桂西北重力异常梯度带对应桂西北山系及断裂带系;长白辽东重力异常梯度带对应长白山系辽东山系及断裂带系;东南沿海浙闽重力异常梯度带对应东南沿海各山系及断裂带系。
以上各重力异常梯度带基本上都是北东、北北东走向(部分带段为近东西向),与各山系的延伸分布走向基本相符或相近。
近东西和近北西走向的重力异常梯度带与对应的山脉山系有:阿尔泰北西向重力异常梯度带对应阿尔泰山山系及断裂带系;天山北麓、南麓重力异常梯度带对应天山山系及断裂带系;喀喇昆仑-昆仑山重力异常梯度带对应喀喇昆仑山系、昆仑山系;祁连山北麓、南麓重力异常梯度带对应祁连山系及断裂带系;喜马拉雅南高重力异常梯度带对应喜马拉雅山系及断裂带系;阴山燕山重力异常梯度带对应阴山、燕山山系及断裂带系;秦岭大别重力异常梯度带对应秦岭大别山系及断裂带系;南岭南北重力异常梯度带对应南岭山系及断裂带系。
近南北走向的重力异常梯度带及对应的山系山脉有:
康滇南北向重力异常梯度带对应康滇南北山系及断裂带系
横断山系重力异常梯度带对应滇藏横断山系及断裂带系
根据航空磁测的资料的解释原理,航空磁力异常的分布与对应的地区地面及地下的地层、岩层磁性相关。对于由含磁性较强的地层、岩层或岩体等高磁性扰动源体构成的地质构造单元,如造山带构造活动形成的山脉、断裂活动形成的断裂构造带,在航磁场中呈现出高磁异常等值线密集的条带状高磁异常带(区)或呈现为连续的高磁异常圈闭链状地区(带)。反之,如系弱磁、低磁性地质构成体,则不能形成高磁异常,而为低、弱磁异常(带)区。
一般来说,盆地具有强的平缓磁场,造山带磁场基本沿构造走向延展。将地震构造图(Ab-doazlim Haghipour,2001)扣合在卫星磁场图上(图2.21),几条明显的磁条带与断裂带基本一致,如阿尔金、祁连山柴达木、阴山、秦岭大别造山带,隔开了几个有明显磁场强度差异的磁性单元。
在全国航磁异常场内,北东走向分布的高磁异常带有:大兴安岭高磁异常带;长白-辽东(含鞍山、抚顺)高磁异常带;辽西-华北北部高磁异常带;北太行高磁异常带;晋西豫西(含吕梁)高磁异常带(区);东南沿海(浙闽粤)高磁异常带;江绍高磁异常带;郯庐高磁异常带;胶北高磁异常带区。
近东西向和近北西走向分布的高磁异常带有:燕山-华北北部高磁异常带;阴山-大青山南高磁异常带;秦岭-伏牛-大别高磁异常带;阿尔泰高磁异常带;祁连东高磁异常带;喜马拉雅高磁异常带。
图2.20 中国大陆及其邻区重力场水平梯度与主要断裂分布图(据彭聪,2013)
图2.21 中国大陆及其邻区卫星磁场图(转引自彭聪,2013,据Korhoen et al.,2007;扣合地震构造图,据Abdolazmi,2001等编制)
近南北走向分布的高磁异常带有:康滇高磁异常带;横断山系高磁异常带。
以上各个高磁异常带(区)与相应的山脉、山系或断裂带系相关。从深部来看,我国主要活动断裂带(刘光勋,1989)中,河套断裂系-龙门山断裂系-康滇断裂系和我国深部岩石圈东西Ⅰ级单元结构不连续对应(邱瑞照等,2006)。雅鲁藏布江断裂系和深部喜马拉雅山新生代造山带型与冈底斯新生代造山带型岩石圈结构不连续对应;班公错-怒江-澜沧江断裂系和深部羌塘-昆仑-昆仑秦岭新生代造山带型岩石圈结构不连续对应;西昆仑断裂系和深部昆仑新生代造山带型与塔里木克拉通型岩石圈结构不连续对应,金沙江-红河断裂系与深部青藏高原东缘造山带型及西南“三江”新生代造山带型岩石圈结构不连续对应,天山断裂系南北两带与深部塔里木克拉通型、准噶尔克拉通型与天山新生代造山带型岩石圈结构不连续对应;西域断裂系南北两带和深部天山新生代造山带型与准噶尔克拉通型与阿尔泰新生代造山带型岩石圈结构不连续对应;郯庐断裂系及下辽河-华北断裂系与深部松辽平原、华北平原东西两侧新生代裂谷型岩石圈结构不连续对应;东南沿海和台湾断裂系与深部东南沿海新生代裂谷型台湾岛弧形岩石圈结构不连续对应;南海断裂系与深部南海中央盆地边缘海洋壳型北部岩石圈结构不连续对应;昆仑秦岭断裂系东段与深部扬子克拉通型、秦岭新生代造山带型与鄂尔多斯克拉通型岩石圈结构不连续对应。总之,深部岩石圈结构不连续,在地表都有体现,可以和主要活动断裂系对应,同时,有许多还与重力异常梯度带的分布相符合。
虽然限于资料只能偏重于总结国内重力场、磁场特征,但是,鉴于中国及邻区的许多造山带、山系或断裂带、构造-岩浆带等是相连的,因此,对于总结和认识跨境成矿带也是非常有益的。
地震地质的孕育与诞生
1.地震地质的孕育
从地质力学发展的近90年的历史进程中,早在20世纪20年代初期李四光教授对地球海水进退规程中,把现代海平面变化就与地震预报联系在一起,在地质力学早期研究阶段中,从构造形象的力学分析时,已经开始探讨地应力场的雏形,已经为地震地质开拓了道路。在构造体系研究阶段中,建立构造体系基本概念时,已经划分出相对活动的构造带,与夹持在其中相对较稳定的地块,大体区分了地震的活动范围与大震的孕育的地带、地区、地段和地点,已经为地震地质研究打下了可靠的基础。依此,刘国昌、谷德振已经开始进入区域地壳稳定性评价研究。1954年在《旋卷构造及其他有关中国西北部大地构造体系复合问题》中,充分论述活动构造体系和活动构造带及其与地震的关系,为地震地质的孕育和诞生奠定了基础。1962年对新丰江水库提出地震地质的研究,已经是该分支学科正在孕育诞生之际[1-36]。
2.地震地质的诞生
1965年12月李四光发表的《关于地震地质工作问题》论文(全文见本书第一章附录1),已经明确了该分支学科的目标任务(地震预报与区域地壳稳定性评价研究)、研究内容方法步骤、研究思路核心以及前进的方向等,并提出了“安全岛”的概念,标志着地震地质的正式诞生。随后李四光安排陈庆宣带领专业队伍在西南“三线建设”地区进行区域地壳稳定性研究,寻找“安全岛”,并发挥了重要作用[7]1。2008年5月12日汶川8.0级大震检验了“安全岛”理论的实用价值。
图2-6 李四光关于《地质力学的方法与实践》一书的手稿提纲
图2-7A 邢台地震区地表裂隙综合分析图[6]
图2-7B 邢台地震区地面破坏程度图[6]
3.地震预报实践与初步小结
除了关心全国的地震预测以外,李四光在1966年邢台地震他亲临现场,进行邢台-唐山地震系列活动幕的预测预报实践,结合保卫京津唐地区的地震安全预防研究工作,已经超前开展岩石力学与构造应力场的实测研究工作,并已经通过断层位移测量初步获得了新华夏系现今断层位移场的证据和唐滦大震严重危险性的活动证据,同时在唐滦地区部署了地应力监测台网,为准确预报地震创造了基本条件[1-3]。
1970年6月,李四光在《地震战线》第7期发表的《地震地质工作的几点意见》论文(全文见本书第一章附录2),对地震预报进行了较为系统的总结,对具体工作方法步骤、研究内容思路以及仪器监测部署都作了具体安排,包括工作中应该注意的问题也都作了说明。在他临终前10个月发表该论文具有系统指导性意义,当然也使他对攻克地震预报难关,充满了信心与希望[2-3]。可惜当时在“文革”中,真正能比较全面了解和体会其意图者甚少,为之继续努力者更少。随着1976年唐山大震之后,中国东部地震进入平静期,地应力预报地震的研究工作,受到了削弱,全国110个地应力监测台站也大都停测,原来的分析研究人员也纷纷退休,随着进入了停滞的地震地质研究状态!
地震地质和矿产地质、水文地质、工程地质、地热地质、海洋地质等分支地质学科一样,都是以地质学作为基础,对地质领域进行专门研究的分支学科,它们都是地质学的一个分支和组成部分,因此离开地质研究地震是地质工作者不愿意接受的。
地震地质的发展大体经历了两个发展阶段:①构造体系研究阶段;②岩石力学与构造应力场研究阶段。李四光教授强调从构造体系研究入手,着重活动构造体系和活动构造带地震活动规律研究,把重点放在与地应力场关系方面的研究等;进而把岩石力学与构造应力场分析作为预测预报地震的指导思想,是攻克地震预报难关的重要武器;工作部署中的“三步走”则应该是他腹稿的重要内容,只是当时我们认识不到,“文革”中他也无法一一交代,临终遗言仅仅说出了再有半年时间可以见到结果[1-3,4-24]。
主要参考文献
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近东西向的典型走廊域地球物理剖面的地质解释
图9.1 华北地区典型地球物理（DDS）及其地质解释剖面分布示意图
近东西向走廊域地球物理剖面选择4条，即连云港—临沂—泗水—肥城剖面（1），诸城—定县—托克托剖面（2），郑州—临汾—靖边剖面（3）和延安—银川—阿拉善左旗剖面（4），它们由东到西依次切穿研究区华北似环状裂谷盆地及其东西两侧山岭和鄂尔多斯克拉通块体及其东西两侧盆地两个一级新生代地貌—构造单元，及其东邻的扬子块体和西邻的阿拉善块体，具有近东西向的代表性。
9.1.1.1 连云港—临沂—泗水剖面的地质特征及其地质解释
该剖面（响水—肥城段的地质解释见图9.2）所穿越的次级单元为苏鲁淮中央山地，主要包括苏鲁超高压变质带（UHP）、郯庐断裂带和鲁西块体，前者是夹持于华北块体与扬子块体之间的大透镜状块体（马杏垣，1989），包括苏北和胶南的一部分。其南东界以嘉山—响水断裂与扬子块体分界，该块体主要由元古宇变质岩系组成。元古宇划分为两个群（王致本，1986；孙竞雄等，1988），古元古界在苏北称东海群，在山东称胶南群，中新元古界称海州群。东海群（胶南群）以蓝晶石十字石变质带的中压低角闪岩相为主，混合岩化作用普遍。不整合覆盖其上的海州群分两个组：下部锦屏组为含磷白云质碳酸盐—泥砂质沉积建造，厚160～400 m，上部云台组原岩为含大量的中酸性火山岩碎屑的沉积建造，厚度超过5000 m。经高压的低至高绿片岩相区域动力变质作用后，前者形成磷灰岩—片岩变质建造，后者形成变粒岩—浅粒岩变质建造（属阳起石＋钠长石变质带和蓝闪石＋硬玉＋石英＋钠长石高压矿物组合）。东海群经海州运动而强烈变形，可分出4个世代的褶皱，主期构造为北东东向。
图9.2 响水—肥城地球物理剖面的地质解释
另一突出的构造特征是交织的韧性剪切带与弱应变域的发育（马杏垣，1989）以及相伴出现的为数众多的超镁铁岩和榴辉岩岩块。这些超镁铁岩和榴辉岩岩块引起了地质学家们的兴趣，近年来，对本地质条带内的苏北东海、赣榆和胶南的莒南、日照一带的榴辉岩的研究认为在东海地区的石榴子石刚玉岩和榴辉岩中发现镁十字石，表明这些岩石是在极高的压力下形成的。张儒媛等（1990）在东海榴辉岩中发现柯石英及其假象，还有其它高压矿物，如富钠镁闪石（Nyboeite）和高铝榍石等，柯石英的形成至少需要2500 MPa压力或80km以上埋深的载荷，因此柯石英榴辉岩的形成主要是由于增压并非由于增温。他们还认为该区榴辉岩是由壳源物质形成的。矿物化学证据表明其形成是由于印支期（217～243.9 Ma，李曙光等，1989）扬子块体向华北块体的俯冲和碰撞使岩石圈加厚所至。结合地球物理解释，上地壳的岩石和构造可追踪至中、下地壳。但从日照超基性岩体内的榴辉岩全岩和矿物的（87Sr/86Sr）I=0.703589～0.703860，又反映了与地幔软流圈相类似的同位素特征。因此，也不能排除有的榴辉岩是幔源岩浆成因的。杨文采等（2001）的研究在早、中三叠世大别—苏鲁块体向北俯冲，在挤压环境中大别—苏鲁块体从扬子裂开并为下沉的海洋岩石圈拖曳到约150km深处，使岩石发生超高压变质作用，地幔楔的超基性岩也挤入到俯冲块体中，晚三叠世的局部拉张和快速折返才形成苏鲁典型的超高压变质带。早、中侏罗世扬子块体与华北块体继续收敛，使大别—苏鲁块体向华北块体下方的陆间俯冲也到达150km的深度，但没有岩块的快速折返，而是使地壳物质停留在上地幔并慢慢地局部熔融分异，造成地幔上隆和大陆裂谷化至新生代。此时发育了包括响水断裂在内的北东向正断层，使连云港一线以东南沉降为盆地和平原。
苏鲁超高压带与鲁西块体以郯庐断裂带为界。本断面穿越该断裂带的沂沭段，走向北东17°～20°，宽20～30km。该带可能萌生于印支期，为左旋走滑性质。它的构造性质和样式在以后不同的构造阶段发生了相应的变化：早—中侏罗世区域性隆升期它呈现为压剪性质，晚侏罗世开始缓慢扩展，沉积了夹火山碎屑的河湖相沉积，早白垩世发生强烈的火山裂隙喷发，形成玄武岩—粗面岩及粗面安山岩—碱流岩组合，还有苦橄岩系列和拉斑玄武岩，构成青山组，厚逾3000 m，晚白垩世在地堑内堆积了王氏组红棕色洪积粗碎屑岩，厚约2000 m，第三纪以来断裂带经历了右旋压剪性运动，广泛产生褶皱和逆冲构造。该断裂带具有强烈的地震活动性，如1668年郯城8.5级地震的发生以及小震的密集分布具是例证。
鲁西块体是一个掀斜块断地区，基底泰山杂岩在抬起部分出露。片麻岩的片理方向由西部的北西向往东逐渐变为北北东向，总的呈扇状分布泰山杂岩为巨厚的片麻岩与角闪岩系列，泰山杂岩包括两种地质实体，即基底片麻岩和深成侵入岩组合。印支运动以后构造格局发生显著变化，特别是晚侏罗至早白垩世的燕山运动使本区发生强烈块断作用、广泛的钙碱性火山作用及花岗质岩浆侵入作用。鲁西的大断裂走向多为北西向，常常作为中—新生代盆地与相邻山区的分界。它们开始都是正断层，但到新近纪显示压性特征，有些断层至今仍在活动。本断面内有一条大的北东向断层，即上五井断裂，沿断裂分布有金伯利岩脉，故前人认为它是超壳断裂。
9.1.1.2 诸城—定县—托克托剖面的地质特征及其地质解释
淄博—大同段的地质解释见图9.3。该剖面主要穿越鲁西块体西缘、华北裂谷盆地、太行山岭（包括五台山和恒山块体）、大同盆地和鄂尔多斯克拉通块体。鲁西块体前已述及，其西侧以齐河—广饶断裂与华北裂谷盆地分界，齐河—广饶断裂自白垩纪至今主要为正断层。现今华北裂谷盆地走向为北北东向，其地壳构造、地质历史和新生代沉积暗示着在始新世裂谷发生时其地壳厚度约为40km。如果现今的前新生代地壳厚度完全是由于古近纪的伸展而变薄的，则冀中坳陷至少比原宽度伸展了30%（Hellinger et al.,1985）。
图9.3 淄博—大同地质、地球物理综合剖面
华北裂谷盆地的演化大致经历了两个沉降阶段，古近纪裂开和差异沉降及较均一的新近纪—第四纪整体下沉阶段。这些坳陷的下地壳和上地幔的P波和S波速度比稳定大陆下的低5%～10%（Ye Hong et al.,1985）。华北裂谷盆地本身及其向两侧山岭的过渡，地壳构造横向变化很大。其主要特征是地壳较薄，厚约30～34km，上、中地壳P波速度一般比相邻块体中的低，特别是中地壳。裂谷盆地的热流值可高达70.8～81.8 m W/m2。横断面上呈“两坳夹一隆”的特点，东侧的济阳坳陷下面主要为中地壳低速高导层，地球物理剖面上见不到上、中地壳的界面，莫霍面上隆，发育大量的古近纪玄武岩；西侧的冀中坳陷下的高导层深约22km，位于中、下地壳之间，地球物理剖面上见不到上、中、下地壳的界面，同样发育古近纪玄武岩和莫霍面上隆的特征。“两坳”意味着与软流圈扩展和基性岩浆上侵有关的地幔上拱带的存在。坳陷下壳幔过渡型莫霍面的发育和较高的下地壳波速暗示着下地壳在伸展过程中由玄武质岩浆垫托和与地幔岩浆作用有关的岩床与岩墙的侵入。解释性剖面中表示的壳—幔过渡带实际上是众多的新生代岩墙和岩床停滞在高度拉伸的地壳之下在上地幔中的表现。古近纪晚期—第四纪伸展构造包括一系列铲式正断层，倾角上陡下缓，向下可能与深部低角度滑脱面归并。这些断层的上盘主要沿北西西—南东东的伸展方向滑脱暗示，此时可能为纯剪切或分布剪切机制下的伸展并形成地壳尺度的大型“香肠构造”。华北裂谷盆地中部的沧县隆起和埕宁隆起显示莫霍面下凹的特征，只发育上地壳低速体，在地球物理剖面上可以见到上、中、下地壳之间的界线。造成华北裂谷盆地的差异性块状升降和透镜状壳内剪切拆离的原因可能是软流圈地幔的上隆和对流。同时造成盆地下面微裂隙、流体（包括油气）和可能有超壳断裂的发育，显示现代活动裂谷的特征。这种地幔热物质的上涌，必将产生在横向与垂向都不均匀的扰动应力场，并从而诱发地震。1966年3月邢台地震序列由本断面内的束鹿地堑向南南西延伸。7.2级主震显然与束鹿地堑东缘断裂有关。徐杰等（1988）研究认定地震是由高角度地震断层与缓倾的新河铲式断裂交切引起的，因为这一交切可能作为震区地壳介质中的障碍而存在。震源机制和野外观察表明北北东—北东向正断层具右旋走滑性质、而北西西向断裂具左旋性质。
图9.4 太行山山前中—新生代伸展滑脱构造纲要图
（据张家声等，2002）
太行山岭（包括五台、恒山）是一个隆升的早前寒武纪块体，具薄的中元古代至显生宙的盖层。其西部在新近纪至第四纪时期裂陷而形成盆岭构造，是山西裂谷系北端伸展构造区的一部分。它东以太行山山前断裂（图9.4）与华北裂谷盆地分界，西界为大同盆地西缘的鹅毛口断裂。基底构造格局表现为两个太古宙陆核，即西北的恒山杂岩和东南的阜平杂岩，中间被古元古代五台群和滹沱群褶皱带所缝合。太行山山前断裂发育两枝，东枝位于定县西侧，为一第四系覆盖的隐伏北北东向正断层，西枝主要发育于太行山东麓，北北东向延伸，该断裂上部较陡，下部呈铲状隐没于上、中地壳之间，燕山期以逆冲推覆为主，喜马拉雅期主要为拆离为主，主滑脱面主要出现在结晶基底顶部-沉积盖层下部之间的不同层位上。华北中部出露的前寒武纪高级变质岩记录了两次卸载抬升的历史（张家声等，2002），大同-怀安地区高压麻粒岩地体的变质-构造研究表明，早期的卸载抬升发生在太古宙末期的挤压造山作用之后，拆离带以发育透入性的下地壳麻粒岩相伸展拆离构造组构为特征，反映了受重力均衡和底劈的联合作用下地壳物质卸载抬升的动力学过程；太行山地区的研究表明，晚期的卸载抬升发生在中生代末至新生代期间，结晶基底因上覆沉积盖层的拆离滑脱而最终抬升暴露地表。中—新生代低角度拆离断层以发育断层碎裂岩为特征，未见典型的糜棱岩。一般情况下，发生在中、下地壳的拆离作用以形成糜棱岩系列或糜棱片麻岩类变形岩石，区别于拆离带上盘的高角度正断层组合，本区阜平、赞皇变质核杂岩仅顶部数十厘米至数米的岩石受到滑脱构造变形的影响，但没有发育典型的糜棱岩。结晶基底内部基本上保留完整的早期高级变质作用条件下的变形构造，局部发育的眼球状糜棱片麻岩、杆状糜棱岩片麻岩、变晶糜棱岩等强烈变形带均为早期变动的产物。它们无论在构造几何学、变形运动学和变形温压条件等方面，都不同于中—新生代的拆离构造，且在绝大部分地段与晚期伸展滑脱构造高角度相交（图9.4）。中—新生代主要的伸展滑脱作用发生在上地壳层次（小于10km），拆离带变形岩石以准塑性（基底）－脆性（基底和盖层）变形机制为主，局部出现大规模的碎裂流动，形成数十米厚具定向组构的构造混杂岩带。主滑脱面倾向SEE或SE，倾角20°～30°，拉伸线理的倾伏方向变化在东至南东之间，变形运动学标志示正断层滑动。沿滑脱面存在不同程度的岩层缺失，包括长城系底部厚层长石石英砂岩破碎、变薄或完全缺失。在阜平、赞皇杂岩内部局部发现低角度片理化带或初糜棱岩带（低绿片岩相，上盘分别向北西或向南滑脱的小型正断层），代表主滑脱期在较深层次上的变形，而区内普遍发育的高角度脆性正断层，则代表晚期近地表条件下伸展作用的产物。根据裂变径迹年龄（张家声等，2002），并且结合太行山区3级夷平面的年代学资料，以及对华北平原区断陷盆地的沉积构造分析结果，华北中部大陆地壳的加厚作用发生在白垩纪中期（134 Ma±9 Ma～92 Ma+4 Ma）；主要的伸展滑脱作用开始于白垩纪末（68 Ma前），并经历了68～52 Ma和23～18 Ma两个快速变动阶段。其中早期伸展滑脱和快速抬升主要发生在太行山北段，形成了石家庄以北太行山前主滑脱面；晚期的伸展滑脱和快速抬升主要发生在太行山南段。与之对应，在华北平原区的不同凹陷盆地中均形成了快速堆积。太行山山前和华北平原区一系列中、新生代盆地的构造和沉积特征分析表明，山西高原与华北平原的地貌差异，是中生代末以来的构造变动形成的。沿太行山前断裂主要的伸展滑脱作用开始于晚白垩世末，局部应力场表现为NW—SE方向上的近水平拉张。北段（石家庄以北）拆离带在盆地下面沿倾向延伸70km左右。沿拆离带的最大水平滑脱量达17km，相对升降幅度5～6km。华北平原区的冀中、黄骅、辽河、渤海湾等断陷或凹陷盆地，以及沧东、营口－潍坊等一系列NE、NNE走向的隐伏断裂的形成演化，均与太行山前拆离断层的多阶段活动有关（张家声等，2002）。
太行山岭（包括五台、阜平）中生代为挤压碰撞构造带，它们的沉积、构造、变质作用和岩浆活动具有不对称性。这两个群的岩石代表了增生和碰撞的一系列构造的组分（李继亮等，1990）。五台群表现为褶皱逆冲构造带，与太行山前断裂中生代呈对冲形式，如阜平东侧的太行山前断裂向西逆冲，而阜平西侧的龙泉关断裂（太白维山断裂）（图9.5上）和东山底断层向东逆冲（图9.5下）。
鹅毛口断裂为鄂尔多斯克拉通块体与华北块体的分界线。新生代在山西块体轴部发育了山西裂谷系。其西缘的北北东向鹅毛口断裂继承利用中生代逆冲断裂带下滑为正断层（刘光勋，1985）（图9.6），但是它具有明显的右旋走滑分量。往东发育了山西裂谷系北端的伸展区，断面切过沿滹沱河的裂谷盆地（徐锡伟等，1988）。该盆地走向北东—北东东，南侧为五台山北麓断裂所限，为半地堑。大同盆地东南缘及繁峙一带在渐新世有玄武岩浆喷发，岩流厚达千米，其时代为25.8～35.2 Ma（陈文寄等，1985）。第四纪时期在大同盆地又有玄武岩浆喷发，火山锥至今仍清楚可见。
太行山岭和西侧的大同盆地以华北块体为基底，中生代呈逆冲到鄂尔多斯克拉通块体基底之上，而使五台—大同一带下部具有双重陆壳特征，地球物理剖面上见不到中地壳，地壳厚度大于40km，发育相当于中地壳低速体（参见图3.15），据低速体和υP=6.2km/s等值线显示的几何形态，认为是鄂尔多斯的上地壳向东俯冲在华北地壳下面的结果，中地壳低速体可能是燕山期过铝高硅花岗岩岩浆房，五台一带出露的铁瓦殿型过铝高硅黑云母花岗岩体即是其在地壳浅部的响应（图9.7），说明为鄂尔多斯克拉通块体燕山期向华北块体基底下方深俯冲带前缘的产物，属S型花岗岩，暗示鄂尔多斯块体上部地壳局部熔融的产物；而东侧阜平—定县的太行下方基底可见上、中、下地壳，但地壳厚度只有30多千米，发育中地壳低速体，但其υP值大于前者，可能为华北块体中下地壳局部熔融形成的，暗示燕山期偏铝低硅花岗岩岩浆房，阜平一带出露的王安镇型花岗岩岩体即是其地表的响应（图9.8）。另根据航磁资料，在鹅毛口断裂西侧出现北东向线性强负磁异常，暗示鄂尔多斯克拉通块体在向华北块体基底深俯冲过程中其盖层沉积物的堆叠（图9.3）。
图9.5 太白维山逆冲推覆构造（上）和四道沟逆冲构造（下）剖面图
（据《山西省区域地质志》，1989）
图9.6 鹅毛口断裂剖面图
（据《山西省区域地质志》，1989）
五台下面的鄂尔多斯基底的下地壳出现的低速体可能为鄂尔多斯上地壳在深俯冲过程中局部熔融产生过铝—高硅S型花岗岩岩浆之后的中基性残留物，下地壳低速体的核心可能还有未分离走的花岗岩岩浆，使其速度值比周边的低。从花岗岩类的过铝—高硅（五台山区）和偏铝—低硅（太行山区）在阜平一线分界，可推测鄂尔多斯块体向华北下方的深俯冲前缘带没有过阜平一线，从阜平一线以东的地壳厚度大幅度减薄也说明了这一点。这样，太行—五台—恒山是一个巨大的逆冲推覆体，逆掩在鄂尔多斯克拉通块体之上，燕山期的收缩变形构造的一部分仍保留在现今陆壳结构中。
图9.7 铁瓦殿型岩体铝饱和指数图解（左）和硅—碱图解（右）
图9.8 王安镇型岩体铝饱和指数图解（左）和硅一碱图解（右）
鄂尔多斯块体是一个深埋的克拉通块体，故有盆地块体之称。它具有前中元古代基底与中元古代至显生宙的盖层。自晚三叠世开始华北东部隆起，内陆盆地向西收缩，从此鄂尔多斯内陆开阔盆地开始出现稳定型河湖相沉积、含煤碎屑及泥质组合。早白垩世晚期盆地并整体上隆，遭受剥蚀，至晚白垩世已成高地，沉积物仅堆积在西北边缘。
9.1.1.3 郑州—临汾—靖边地球物理剖面的地质解释
该剖面穿越华北块体和鄂尔多斯块体的结合部位，主要次级构造单元自东向西有郑州盆地、太行山岭（南段）、临汾盆地、吕梁隆起和鄂尔多斯克拉通块体。其地质解释剖面见图9.9。
郑州盆地的地质特征总体与华北盆地相似，以太行山南麓断裂与太行山岭分开，该断裂性质在淄博—大同剖面中已详细说明，主要特征仍为中生代为向北西逆冲性质，新生代沿用中生代断层面向南东方向伸展拆离形成郑州盆地。与北部不同的是太行山岭之上还保存有古生代和中生代盖层沉积，显示山岭南部边缘特征。山岭下方的莫霍面向下凹，地壳较之东西两侧的盆地（郑州盆地和临汾盆地）厚度大，约35km，但中下地壳变化不大，主要是上地壳的增厚，该段华北块体基底的下地壳发育比较平稳的低速层，横向变化不明显。
图9.9 郑州—临汾—靖边地球物理剖面的地质解释
山西断陷带是一条右旋拉张一剪切活动构造带，也是我国东部一条重要的地震带。据此带盆地和断裂的空间展布、活动性质、形成和演化特点及地震活动性等，可将其分为3段：中段是剪切段，主要由北北东—北东向的右旋正—平移断裂及其控制的断陷盆地组成，南北两段为拉张段，基本由北东东向正断裂及其控制的盆地所组成。临汾盆地位于剪切段的南部，东西两侧分别被霍山—大阳断裂和罗云山断裂所限，它上新世开始发育，堆积的新生代地层厚2200 m，其中第四系厚800 m。1303年8级和1695年7.5级地震发生于此地堑中。该盆地下方发育上地壳低速体和燕山期中地壳低速体，前者可能上、中地壳的拆离带，后者为鄂尔多斯克拉通块体向华北块体燕山期深俯冲造成的鄂尔多斯上地壳物质的局部熔融体，新生代时期在该盆地下方有地幔上隆，显示Moho面上凸，但幅度不大。西侧的罗云山断裂中生代为向西逆冲，新生代在原断层面东侧发育正断层，上部倾角陡，下部拆离，显示简单剪切机制下的伸展，拆离面可能为下地壳中部的低速层（图9.9，图9.10）。
图9.10 罗云山—龙门山逆冲断裂地质剖面图
（据刘光勋等，1986）
鄂尔多斯块体是一个比较完整的构造单位，具有太古宙和早元古代的结晶基底。中—新元古代，邻近的坳拉槽的沉积向台坳的部分地区超覆。古生代是个相对较稳定的构造单位，古地形北高南低。寒武纪至中奥陶世，台坳中南部沉积了海相碎屑岩和碳酸盐岩，岩性稳定，厚度不大。晚奥陶世到早石炭世整体抬升为陆，缺失沉积。中石炭世到二叠纪复又下沉，形成一套以海陆交互相最后以陆相为特征的碎屑岩。三叠纪开始成为西深东浅的大型内陆坳陷盆地，广泛堆积了三叠纪至早白垩世的陆相地层。早白垩世末期的燕山运动使盖层产生宽缓褶皱，台坳开始整体抬升，遭受剥蚀。新生代时期，它以缓慢隆升运动为主。与北部不同的是该剖面可见上、中、下地壳，界面平稳，说明是一个非常稳定的块体。
9.1.1.4 阿拉善左旗—银川—延安地球物理剖面的地质解释
图9.11 阿拉善左旗—银川—延安地球物理剖面的地质解释
（地球物理资料引自孙武城等，1992）
该剖面根据奉贤—阿拉善左旗地学断面，结合地表地质特征进行解释（图9.11 ）。该剖面穿越鄂尔多斯克拉通块体、银川及其周边山岭和阿拉善地块。鄂尔多斯块体前已述及，是一个稳定的克拉通，地壳厚度约42km，这里为其西部边缘，与中心部位不同的是地壳厚度略有变薄，上地壳更薄，而下地壳增厚，莫霍面向西边浅。其西侧以桌子山—平凉断裂与其西缘山岭分界，银川盆地是自始新世起东沿黄河断裂、西沿贺兰山东麓断裂等拉张断陷而成的，是鄂尔多斯西缘吉兰泰—银川断陷带的组成部分。断陷带具有右旋剪切—拉张活动性质。它北起石嘴山，南至青铜峡，长160km，最宽55km，堆积的新生代地层厚达7000 m左右。据历史记载和近代仪器记录，自公元876年以来地堑内发生5级和5级以上地震16次，其中大于和等于6级地震4次，最大的是1739年8级地震（国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组，1988）。其震源深度20～30km之间的中、下地壳的过渡部位，说明此处地壳仍为刚性体（图9.11，图9.12）。
图9.12 银川盆地现代地震震源深度及其范围剖面图
（据孙武城等，1992）
由图中可以看出，莫霍面并不正对着银川盆地中心部位，而是向东偏离，表现出西侧缓东侧陡的特征，反应地幔物质从西下方向东上方运动的特征。在下地壳部位发育低速体，但从地震震源分布看，该低速体可能是已经固结了的燕山期花岗岩体。在中、下地壳之间发育燕山期大型逆冲推覆，喜马拉雅期沿此面发生拆离（图9.11）。鄂尔多斯克拉通块体基底与阿拉善左旗分界断层为小松山断裂，中生代时为向鄂尔多斯块体逆冲推覆的大型断层（图9.13）。
航磁异常
图9.20 华北地区地壳厚度图（上）和莫霍面等深度图（下）
Ⅰ—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—地壳厚度/Moho深度等值线及其值；4—构造分区编码
图9.21 华北地区航磁图
I—华北环状裂谷盆地区；Ⅱ—鄂尔多斯克拉通单元：Ⅱ－1—鄂尔多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂尔多斯周边盆地：Ⅱ－2-a—银川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d—渭河盆地
1—一级单元分界线；2—二级单元分界线；3—构造分区编码
研究区航磁异常同样属于两个似环状构造，以太行山为界（图9.21），与布格重力异常、莫霍面深度或地表厚度、地貌构造单元总体一致的。对于东部的华北裂谷盆地单元有比较详细的研究，似环状盆地内的磁性体异常总体也呈似环状分布，进一步反映了盆地内基底隆坳和次一级盆地隆坳的分布格局。由航磁异常进一步反演的浅部和深部断裂系统（图9.22）总体也反映了在整个中国东部NNE走向的构造背景下，研究区的似环状构造的几何学图像，它与盆缘的似环状分布的正断层和走滑断层的图像符合，亦与周边山岭及其内部的太古—古元古代深变质变质岩呈现似环状展布一样。似环状断裂构造，盆—岭构造，在二维平面上必定呈现放射状的构造应力场，这样的几何学图像是难于用常见的具有一定方向性的区域应力场来解释，而必须要求有垂直方向上的应力的加入才行，类似于破火山口的似环状塌陷和穹状隆起一样，因此，从三维空间讨论构造应力场是必须的。结合地表地貌－构造特征，布格重力异常和Moho深度和地壳厚度以及磁异常的三维图像可知，华北地区伸展构造系统的形成与演化，不仅需要考虑二维平面的伸展，还必须考虑深度维的地壳减薄（东部单元）或地壳的整体隆升（西部单元）。
区域航磁的另一个重要特征是，5条非常醒目的线状展布的强异常带，①阴山EW 向带，②沈阳—清原NE向带，③大同—朔州（县）NE向带，④平顶山—公安NWW 带，⑤山东五莲山NE向带。下面我们结合区域地质构造对它们的形成作些讨论：
（1）阴山EW向线状负异常带，展布于北纬41 °～420，东经107°～1150，异常中心达≤－500 n T（国家地震局，1991），其南侧是一条高值线正异常带，最高达800 n T，对应乌拉山群深变质岩的分布。响水—满都拉地学断面（国家地震局，1991）认为，阴山EW 向强烈负异常可能是磁性体因斜磁化造成的。结合区域地质构造，我们提出另一种解释，这正好是华北地台的北部边界，发育二套中生代逆冲推覆系统：南侧的大青山逆冲推覆系统和北侧的色尔腾山逆冲推覆系统（刘正宏等，2002；陈志勇等，2002）。大青山系统主要由南向北逆冲，色尔腾山系统则主要由北向南逆冲，两个系统的对冲结果致使大量的沉积盖层堆积于对冲推覆体的下面，巨厚的沉积物盖层的堆叠体可能是形成阴山EW 向线状强负异常带的主要原因，又是华北地台北缘边界的一个重要的地球物理场标志。
图9.22 华北地区浅部断裂构造（左）和深部断裂构造图（右）
（2）沈阳—清原NE向线性负异常带，其异常强度弱于阴山带，但仍清晰可见。从构造特征看，这里也是华北地台北缘边界，它的形成可能类似于阴山负异常带，这里地表出露的主要是太古宙深变质片麻岩类（中国地质科学院，1973）。推测，可能通过逆冲构造把基底片麻岩类推覆到浅部的同时，把大量沉积盖层堆叠在它的下面，产生线状负异常带。这样，阴山和沈阳—清原线性负磁异常带作为华北地台北缘的标志在其东、西段对应，华北地台北缘边界的中段这样的标志已不存在，可能是强烈的燕山期岩浆事件改造的结果，但仍可断续地见到一些局部的负异常的残留。
（3）大同—朔州（县）NE向负磁异常带，该异常带宽30km，异常中心达≤－600 n T，最大水平梯度为50 n T/km（国家地震局，1991）。响水—满都拉地学断面认为：它是鹅毛口断裂的反映，高的负异常为破碎基底的反映（国家地震局，1991）。结合地质构造发育，我们提出另一种可能的解释：展布于大同—朔州（县）的一个大型逆冲推覆构造是口泉—鹅毛口逆冲推覆断层（刘光勋等，1986；山西省区域地质志，1989），是研究区燕山期恒山—五台山—太行山造山带由鄂尔多斯前陆盆地向造山带俯冲下插过程中大量沉积盖层形成巨厚的堆叠体引起，结合五台山下面中地壳和下地壳内两个大低速体以及五台山燕山期过铝花岗岩的发育（见9.20详细讨论），可推测鄂尔多斯基底已俯冲到达五台山下面，在俯冲过程中沉积物由于密度太小被铲刮堆叠在边界逆冲带的下面及其附近，这一点在海沟处俯冲于岛弧—大陆边缘时一样。这一异常带似乎还向SW 方向延伸进入鄂尔多斯黄土高原下面（袁学诚，1990），它的地质意义还不清楚，需要进一步研究。
（4）平顶山—公安NWW 向线性负异常带，与上述（1）和（3）异常带相比要弱得多，异常中心最强达－300 n T，随州—喀拉沁旗地学断面（国家地震局，1992）认为，平顶山以南线性负异常带，宽约30km，走向NW，异常中心强度－300 n T，最大水平梯度达60 n T/km，该异常具有明显的断裂特征。我们认为，它是华北地台与桐柏—大别造山带交界的边界标志，推测它是由于中生代时期华北俯冲下插于桐柏—大别造山带时大量沉积物盖层被阻止堆叠的结果。这一负磁异常似可与南京—镇江的NE向负磁异常相连，可能是苏北—南黄海盆地与宁镇山地的分界标志，从苏南地区发育由南向北的逆冲推覆构造来看，为茅山逆冲推覆构造，它也可能是沉积盖层堆叠的结果。
（5）山东五莲山NE向线状负磁异常带，与上述（1）和（3）异常带相比，磁异常要弱得多。此异常带大致分布于苏鲁超高压变质带北边界附近（袁学诚主编，1996；中国地质科学院，1973），推测可能是超高压带通过由南向北的逆冲剥露于浅部过程中，华北地台上大量沉积物被阻止和堆叠在逆冲体下面及其附近的结果，现今地表出露的是侏罗系和白垩系的火山沉积岩系，推测，这些堆叠的沉积盖层可能覆盖于侏罗纪和白垩纪的火山盆地的下面。这样，五莲山负磁异常带也可看作华北地台与苏鲁造山带的边界标志。
由上，可以看出，强烈的线性负磁异常带往往是被大的逆冲推覆构造系统阻止和堆叠在它下面的巨厚的沉积层的堆叠体，可看作华北地台与周边造山带的边界标志上述异常的（1）,（2）,（4）,（5），或华北地台内部燕山期鄂尔多斯前陆盆地与被活化的燕山期恒山—五台—太行造山带的边界的标志［上述异常（3）。由于磁性体主要是上地壳地质体的反映，被“冻结”在地表的老的磁性异常往往可以在后期叠加的岩浆—构造事件的较薄弱地带保留下来。
青藏高原北缘及东缘地壳动力学演化特征
谢富仁 张世民 舒塞兵 窦素芹
（中国地震局地壳应力研究所，北京 100085）
摘要 地壳形变、构造应力场分析较好地解释了青藏高原周边新构造运动时期的地壳动力学演化特征：在上新世至早更新世期间，青藏高原北缘与东缘主要受来自印度板块碰撞青藏块体产生的垂直边界方向的挤压，在高原周缘主要形成逆断裂；早更新世末期以后，印度板块继续向北推挤，高原地壳挤压变形不断增大，与此同时，在高原的东侧形成北西－南东方向拉张，构成了高原东部块体向东及向南东方向滑移的有利条件，从而导致高原周边的一系列断裂由逆冲改变为走滑。
关键词 青藏高原北缘与东缘构造应力场地壳形变
1 引言
青藏高原是新生代以来印度板块向北推挤欧亚板块，地壳缩短、加厚、隆升的结果。在持续强大的板块间会聚作用下，在高原的周边形成了一系列强度和规模均十分可观的走滑或逆冲走滑活动断裂，并导致破坏性地震频繁发生。中国大陆一些重要的地球物理场分界、深部构造的变异带也发生在这里。因此，研究青藏高原北缘与东缘的地壳动力学环境特征无疑是对全面认识青藏高原演化机制的重要补充和对大陆内部地壳动力过程研究的积极尝试。
青藏高原北缘与东缘的主要活动断裂包括：北部的阿尔金左旋走滑活动断裂带，北东部的祁连山—河西走廊逆左旋走滑活动断裂带、海原—六盘山左旋走滑逆冲活动断裂带，东北部的岷江、龙门山逆冲活动断裂带和东南部的鲜水河—安宁河—小江左旋走滑活动断裂带。这些断裂自第四纪以来，大多经历了由逆冲断裂向走滑断裂或逆冲走滑断裂的转化。
本文在过去研究的基础上[1～5,7,8,15～17]，通过断裂滑动资料反演的构造应力场分析结果和地壳均衡作用产生的地壳加厚、减薄过程研究相结合，揭示青藏高原北缘与东缘的断裂运动及地壳动力作用过程。
2 第四纪早期构造应力场
限于研究方法和观测条件的限制，对于早期构造应力场的研究还十分困难，近些年发展起来的由断层滑动资料确定构造应力张量的方法[11,13,14]，通过分期计算，可获得研究区范围内不同时期的构造应力张量。
利用断层滑动资料反演构造应力张量的方法是根据一组含有断层运动特征的断层观测数据来确定这些断层所在区域的构造应力状态。该方法的实质是用计算出的断面上的剪应力方向拟合断面上的滑动方向，最终给出应力张量的4个特征参量，它们是三个主应力方向和一个反映主应力相对量值比关系的应力比因子R=（σ2－σ3）/（σ1－σ3）。
应力分期的计算方法基于这样一个观点：在N个观测数据中，如果有n个数据（n＜N）是同期构造应力作用产生的，那么，这n个断层的观测擦痕与其拟合的相应的应力张量在其断面上的剪应力方向之间的偏差要小得多。据此通过计算机调整，反复试算，最终确定出合理的应力分期及相应的断层运动组合[12,9]。
通过构造应力分期的计算方法，我们获得了青藏高原北缘与东缘地区第四纪早期构造应力场分布概况（图1、表1）。由于受观测条件的限制，所获结果也只是早期应力场的一个大概轮廓。从表1、图1可以看出，高原北界阿尔金断裂带区域第四纪早期构造应力场主要为近南北方向挤压，应力张量结构为逆断裂型；高原北东缘地区，第四纪早期构造应力场的主压应力方向为北东，应力张量结构以逆断裂型为主；高原东缘地区，第四纪早期构造应力场的主压应力方向为北东或北东东，其南段的川西和云南地区，主应力方向则为北东东或近东西，构造应力张量结构为走滑和逆冲断裂型。
表1 青藏高原北缘与东缘第四纪早期构造应力张量特征
注：（1）谢富仁等，1989;（2）谢富仁等，1993。
依据青藏高原北缘与东缘地区构造变形、断裂运动性质转化分析确定该期构造应力场的时间上限为早更新世末至中更新世[8]。
图1 青藏高原北缘与东缘第四纪早期构造应力场
1—逆断层；2—正断层；3—块体运动方向；4—主压应力方向
AF—阿尔金断裂，QF—祁连山—河西断裂，HF—海原—六盘山断裂，LF—龙门山断裂，XF—鲜水河—安宁河—小江断裂；A至F—构造分区（见表1）
3 第四纪晚期（现代）构造应力场
对于青藏高原的现代构造应力场，已有不少学者通过震源机制解资料进行了研究。近些年我们又利用断层滑动资料进行了第四纪晚期以来现代构造应力场的研究，得出了在青藏高原北缘与东缘的大多数地区与震源机制解和部分应力测量结果基本上类似的结果，表明青藏高原北缘与东缘现代构造应力场在一个相当的地质时期内是持续稳定的。
通过活动断裂滑动资料反演确定的青藏高原北缘与东缘现代构造应力场的基本格局为：在北部阿尔金断裂带区域（A区），最大主压应力方向自西而东表现为北北东至北东东方向，应力张量结构为逆断型和走滑断裂型（图3、表2）；在高原北东祁连山—河西走廊断裂带至海原—六盘山断裂带地区（B区），最大主压应力方向自西而东表现为北东或北东东至近东西方向，应力张量结构在祁连山—河西走廊断裂带西段以逆断型为主，其东段海原—六盘山断裂带的广大地区为走滑型（图2、表2）。在高原东缘北段的岷江断裂和龙门山断裂带地区（C区），最大主压应力方向表现为北东东或近东西，应力张量结构在龙门山地区为逆断型，在其以西的岷江断裂带则为走滑断裂型；在高原东缘南段安宁河—小江断裂带地区（E区），最大主压应力方向为北西—南东方向；在安宁河—小江断裂带以西的鲜水河断裂带地区（D区），最大主压应力方向为近东西，构造应力张量结构为走滑断裂型；在滇西北地区（F区），最大主压应力方向为北北西—南南东方向，构造应力张量结构特征为走滑断裂型（图2、表2）。
综合由断层滑动资料确定的构造应力场结果、震源机制解以及原地应力测量结果，可得出青藏高原北缘与东缘现代构造应力场的一些基本特征：
（1）现代构造应力场作用在时间上是持续稳定的。由断层滑动方向确定的西南地区现代构造应力特征与由震源机制解资料和原地应力测量所得区域现今构造应力场有着较好的一致性。这种一致性反映了构造应力场作用在第四纪晚期以来是持续稳定的。
（2）现代构造应力场作用以水平挤压为主。绝大多数震源机制解的P轴和由断层滑动资料确定的构造应力张量的最大主压应力轴是近水平的，应力结构多为走滑断裂型，活动断裂的水平分量明显大于垂直分量（表3）。
表2 青藏高原北缘与东缘第四纪晚期（现代）构造应力张量特征
续表
注：（1）谢富仁等，1989;（2）谢富仁等，1993。
图2 青藏高原北缘与东缘现代构造应力场图
1—逆断层；2—正断层；3—走滑断层；4—块体运动方向；5—主压应力方向；6—地壳形态剖面线；A至F—构造分区（详见表2）
（3）现代构造应力场空间变化是协调的。尽管青藏高原北缘与东缘地区现代构造应力场表现出复杂多变的特性，但其总的变化趋势表现出较好协调性，其最大主压应力方向从北西向南东，呈现出由北北东方向逐渐偏转为南南东方向的变化趋势。
表3 青藏高原北缘与东缘现代构造应力场特征一览表
①阚荣举等，1977。
（4）现代构造应力场具有分区特点。分区特点不仅表现在应力作用方向上不同，而且也表现在应力张量结构上的不同，受断裂构造和动力环境控制，主要分为走滑断裂型应力区和逆断裂型应力区（表4）。
表4 青藏高原北缘与东缘现代构造应力分区特征
（5）现代构造应力场主压应力方向相对第四纪早期构造应力场发生了一个顺时方向的旋转（图1、图2）。
4 地壳形变特征
青藏高原的隆起可划分为早期的相对稳定期（古新世至中新世初期）和晚期的快速隆起期（中新世中晚期以来）[6]。在这期间，地壳在经历强烈构造变动的同时也经历了不同程度的均衡补偿作用。
4.1 相对稳定期
从古新世至中新世初，青藏块体从露出海面升至海拔1200～1500m左右，经历了漫长的4000多万年。这段时间构造运动相对稳定，在地貌上经历了漫长的、广泛的夷平过程[10]。横跨青藏块体、塔里木块体、阿拉善块体、鄂尔多斯块体以及华南块体，形成了和缓起伏、海拔几百至1500m左右的准平原。其相关沉积物在缓慢活动的凹陷区（譬如，青藏高原某些周边地区）得以保存，主要为粘土及粉、细砂级细粒物质。
由于地壳坐落在密度较为均一、有流体特征的地幔之上，因此，在地表经历夷平过程的同时，地壳则不可避免地经历着重力均衡过程。又由于地表最终形成了均一化夷平面，因此推断，地壳的重力均衡过程也是较为充分的。假设地壳密度是均一的，则重力均衡的最终结果必然形成均一的地壳厚度。这个均一的地壳，暂称之为基准地壳，以区别于中新世以来变形的地壳。
由于地表夷平过程实际存在的不彻底性，夷平面在青藏块体中心的海拔高度略高出块体边缘。因此，基准地壳厚度在青藏块体中心也偏大。阿拉善块体北部和鄂尔多斯块体，新生代以来无明显变形，地壳厚度为42～44km，可作为这里的基准地壳厚度；华南块体靠近海洋，其中部新生代以来变形不大，地壳厚度为40km左右，亦可作为这里的基准地壳厚度。
4.2 快速隆起期
中新世中期以来至第四纪是青藏块体快速隆起期，高原面在不足2000万年的时间内从海拔1200m升至5000m以上。这个时期以强烈的构造变形、火山活动以及变质作用为特点。形成于早第三纪的夷平面被破坏，中新统中期以来的沉积物中广泛发育了中粗砂、砾石等粗粒物质，说明地形起伏已很明显。与此同时青藏块体及周边地区的地壳也发生了强烈的缩短、加厚、褶皱和错断变形。在青藏高原北缘与东缘地壳形变特征明显不同：
北缘西段（图3，革吉—沙雅剖面Ⅰ—Ⅰ′）：与基准地壳相比，南侧的青藏块体地壳加厚16～24km；北侧塔里木块体地壳加厚4～12km；再往北，天山块体地壳加厚10km。
图3 革吉—沙雅地貌（a）和地壳形态剖面（b）
北缘东段（图4，玛多—阿拉善右旗剖面Ⅱ—Ⅱ′）：南侧的青藏块体地壳与基准地壳相比，加厚14～18km；北侧阿拉善块体的南端地壳加厚12km，向北至中蒙边界逐渐过渡为基准地壳。
东缘北段（图5，都兰—富县剖面Ⅲ—Ⅲ′）：与基准地壳相比，西侧的青藏块体地壳加厚14～16km，靠近青藏块体边缘，地壳快速减薄至基准地壳厚度；东侧的鄂尔多斯块体，西端地壳比基准地壳薄4km，向东逐渐过渡为基准地壳。
东缘南段（图6，巴塘—宣恩剖面Ⅳ—Ⅳ′）：西侧青藏块体与基准地壳相比地壳加厚16～20km，靠近青藏块体边缘，地壳快速减薄；东侧华南块体的西端地壳比基准地壳减薄2km，向东逐渐过渡为基准地壳。
上述分析表明，青藏高原北缘两侧地区均有地壳加厚的现象；青藏高原东缘，地壳加厚现象到这里迅速衰减，其东侧的地壳厚度甚至减薄。这说明印度板块对青藏块体的推挤作用穿过青藏块体继续向北延伸，而在青藏块体的南东边缘，这种作用迅速减弱，受青藏块体北移产生的北西向牵引作用，其东侧出现局部的引张。
图4 玛多—阿拉善右旗地貌（a）和地壳形态剖面（b）
图5 都兰—富县地貌（a）和地壳形态剖面（b）
图6 巴塘—宣恩地貌（a）和地壳形态剖面（b）
5 动力学演化机制
印度板块与欧亚板块的碰撞，对青藏块体内部的影响，除了纵向压缩变形外，还有横向推挤，这种推挤在塔里木块体和印度板块之间的地区表现最为明显，好似两个刚性硬块把它们之间相对塑性的物质侧向挤出一样。这种物质的侧向挤出导致了青藏块体内部及边缘块体的解体和运移。
地壳构造变形分析表明，青藏高原北缘两侧广大地区均有地壳南北向加厚的现象，说明印度板块对青藏块体的推挤作用穿过北缘继续向北深入；至于青藏高原东缘，青藏块体地壳加厚现象到这里迅速衰减，而东侧块体的地壳厚度甚至比基准地壳还薄，说明印度板块向东的侧向推挤作用结束于青藏块体东缘，而青藏块体向北的移动对东侧块体产生了北西向的牵引作用，造成了东侧块体西端地壳的局部减薄。正是这种东侧华南块体西端的局部拉张提供了后期青藏高原东部块体向南东挤出的有利条件。
图7 青藏高原东缘第四纪块体运动、构造应力场演化图
构造应力场的演化较好地解释了这一地壳动力学演化的过程，在新构造运动早期，也就是第四纪初期以前，青藏高原北东边缘地区主要受到来自印度板块与欧亚板块会聚产生的正面和侧面挤压作用。这一时期印度板块向北正面推挤青藏块体，与此同时，在其东北一侧产生了强大的侧压。这一侧压在阿萨姆楔体以东的缅甸、云南西部地区表现为北东东—近东西的强烈挤压，由此产生这一地区近东西主压的应力场（图7a），造成了以横断山脉为代表的一系列南北向的紧密束状构造和挤压带。而在阿萨姆楔体北东的川藏地区，则为北北东或北东的挤压。
早更新世—中更新世期间，印度板块继续向北推挤欧亚大陆，在印度板块和塔里木刚性块体之间的青藏块体，在接受了长时期巨大的纵向压缩变形之后，开始大规模的横向物质转移，高原东部边缘由于受其东侧地壳减薄拉张环境的诱导，发生了块体裂解和向东、南东方向的运移，应力场重新调整。由于高原北东边缘块体的侧移，缓解了印度板块正面作用的横向压缩，使得原来印度板块对东部地区的侧压退居次要位置，由此形成了我国西南地区新构造后期应力场格局（图7b），这种应力格局自早更新世—中更新世形成以来一直延续至今。
6 结论
（1）青藏高原北缘与东缘自新构造早期以来，经历两期主要的构造应力场作用。这两期构造应力场的调整转化大约发生在早更新世至中更新世。第一期大约在上新世至早更新世期间，构造应力场的主要特征为最大主压应力作用在垂直高原边界的方向上，应力场结构以逆冲断裂型为主；第二期自早更新世末期以来至今，也即现代构造应力场，其最大主压应力方向相对早期构造应力场发生了一个顺时针方向的旋转，应力场结构以走滑断裂型为主。
（2）青藏高原及周边地壳变形经历了两个主要阶段。第一阶段，自古新世至中新世初期，地壳表面经历了长期的夷平面作用，形成了海拔1200～1500m左右的夷平面，地壳则由于重力均衡作用，形成厚度较为均一的基准地壳（基准地壳厚度在北缘为42～44km。南东缘为40km左右）；第二阶段，新近纪至第四纪，尤其是上新世以来，青藏高原快速隆升，高原从海拔1500m左右升至5000m以上，高原北部及外围地区地壳分别加厚16～24km和4～12km，高原的南东地壳加厚16～20km，其外围边缘地壳减薄2～4km。
（3）青藏高原北缘与东缘地壳加厚或减薄的现象表明印度板块对青藏块体的推挤作用穿过青藏块体北缘继续向北延伸。而在青藏块体的南东边缘，由于受青藏块体的大幅度北移的影响，在其东侧形成了北西—南东的拉张。
（4）构造应力场的演化较好地解释了青藏高原北缘与东缘的地壳动力作用过程。早期在高原的东侧产生了强大的侧压，后期在青藏高原接受了长期巨大的纵向压缩的变形后，开始了大规模的横向物质转移，高原东部边缘由于地壳减薄拉张环境的诱导，发生块体裂解和向东、南东方向的运移，应力场重新调整。
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关于《刘光勋 北京航材院》的介绍到此就结束了。
