中國西部及鄰區地質圖
A. 新生代以來中國及鄰區右旋運動依據
8.3.2.1 現今中國及鄰區右旋運動特徵
運動學是個系統,各種現象必然存在其內在的聯系。從中國及鄰區的整體性出發去考察,可以發現現今中國及鄰區整體呈現右旋運動特徵,並表現在多方面:
地貌特徵:根據地貌-構造單元劃分,中國大陸可以分為中國東部和西部兩個一級構造單元(邱瑞照等,2006)。西部為近東西向的高山系,沿南北向呈現盆-山結構;而東部(除台灣山脈外)都為低海拔的山嶺,自西而東由一系列的北東-北北東向的坳陷帶和隆起帶構成(圖3.5),其中第一列的凹陷帶,包括呼倫貝爾-巴音和碩盆地、鄂爾多斯盆地、四川盆地與滇中盆地,其間相隔的是陰山與秦嶺兩個緯向構造帶,這四個盆地的位置,一個比一個靠西,成為呈大型的雁行式的排列(亦稱多字型排列),這種樣式可能暗示沿陰山與秦嶺兩個東西向構造帶均有右旋水平扭動;第二列的隆起帶,包括大興安嶺、太行山與呂梁山及其間的山西高原、黔東、湘西山地,它們同樣有沿著陰山與秦嶺兩個東西向構造帶平移扭動的現象。遙感構造解析研究表明,天山-陰山和昆侖-秦嶺由一系列剪切-推覆構造系統組成(李述靖等,2006)。
GPS觀測表明(圖3.9):受印度板塊強烈沖擠,中國西部西藏塊體地殼運動由南向北逐漸減慢,在西藏塊體內部變形速率,南北向為7.0±2.3mm/a(縮短),東西向為7.4±2.3mm/a(伸長)(王琪等,1996),呈現南北向縮短,東西向伸展的塊體特徵(王小亞,2002);Molnar和Tap-ponnier(1975)認為,其主要來源於印度板塊與歐亞板塊之間的碰撞。結合全球GPS資料,認為對中國大陸而言,印度板塊底推擠作用是疊加在歐亞大陸整體由西向東的運動背景之上的(馬宗晉等,2001,2003)。
現今亞洲中東部地區的應力場(圖8.18)顯示:西南部印度板塊的擠壓,東部太平洋(菲律賓)板塊向北、向西俯沖,北部西伯利亞陸塊相對阻擋,中國大陸整體地殼運動大致以南北地震帶(王小亞,2002)或者東經105°(李延興等,2004)為界,動力學運動形式總體表現為西部擠壓、東部拉張(王小亞,2002;李延興等,2004;邱瑞照等,2006)。在中國大陸內不同塊體的運動形式、方向和強度有所差異:在東北塊體的東部,主壓應變方向逐漸按順時針方向偏轉,在東部邊界轉為NE50°方向;在華北塊體,西部的鄂爾多斯主壓應變方向大約為NE70°,向東主壓應變方向逐漸按順時針方向偏轉,到東部沿海主壓應變方向轉為東西向;在華北塊體的東南部,主壓應變方向大約為北東25°;在華南塊體,主壓應變方向變化很大,其西北部為北西方向,東南部為北東方向,其東北部為近南北方向,西南部為近東西方向(李延興等,2004),總體上與GPS測量獲得的運動方向吻合(圖3.9)。
在斷裂構造方面:東亞大陸遙感構造解析研究(李述靖,2007),顯示東亞大陸緯向匯聚的強烈擠壓和陸殼表層的大規模水平滑動,與西部擠壓匯聚青藏和蒙古高原的隆起相對應,東部總體構造面貌向南東呈發散態勢;興安、太行一線發育的向南東凸出的弧形構造,分別與日本、琉球島弧遙相呼應;山東半島、南黃海至江浙皖以及東海西南部,出現一系列北凸弧形構造;郯廬斷裂帶亦呈向東南凸出的緩弧形,連同測深剖面發現的張八嶺推覆構造(孫武城等,1991),兼有推覆-拉伸岩片前緣斷裂帶的性質。南嶺以南,廣東沿海大陸邊緣蓮花山構造帶及海南島的弧形構造也都指向東南,分別與菲律賓火山弧及南海南端的巴拉旺-曾母暗沙-納土納島弧相對應,反映了大陸表層向東南的擴張運動。南海前鋒的運動方向轉向西南,在它的外圍,發育著由緬甸-安達曼-尼科巴-蘇門答臘-爪哇等弧形構造組成的大弧形構造帶,總體向西南方向凸出。李述靖(2007)指出除華南部分地區外,總體顯示了東亞大陸向東南以至西南之擴張,且與中國大陸應變場的主壓應變方向、地質學方法和測震學方法得到的主壓應力軸方向具有很好的一致性(華南塊體除外)(李延興等,2004)。
深部特徵:在南北地震帶北段,雖然青藏高原在六盤山附近,對鄂爾多斯塊體施加了一個北東向的擠壓,並反映在地質地貌、GPS圖像、構造應力場以及岩石圈三維結構上(鄧晉福,1996;江在森,2001;楊國華,2001;馬宗晉,2001,陳連旺,2001;鄧晉福,2003等)。而數值模擬(劉翠,2003)表明,在靠近青藏高原的六盤山地區引起一種環形應力場,並在鄂爾多斯下面誘發一個上升流,使之隆升,使六盤山逆沖在鄂爾多斯之上;同時在陸塊周邊局部產生斷陷盆地,在大同地區大約50~150km深度的拉張最為強烈。山西地塹系有史以來記載了17次8級以上大地震,而華北斷塊就有6次,其中3次集中於汾渭地塹。其形成大致分為3個階段:①燕山期在NW-SE向主壓應力作用下,使區內岩石破裂;②新生代以來,在NE-SW向主壓應力作用下,斷裂傾向一側,形成半地塹系;③由於太平洋板塊和印度板塊的俯沖作用,在斷塊下陷曲率最大處產生張性斷裂,整個斷塊不均勻下陷,形成完整斷陷地塹構造,而且仍在繼續發展擴大(李樹德,1997),這與許才軍(2002)提出的大同-太原是一拉張活動邊界,呈略帶右旋的拉張運動的結論相一致。因此,鄂爾多斯塊體雖然有青藏高原的擠壓(在六盤山),但是總體屬於拉張的。地球物理也證實,在鄂爾多斯塊體內部,地殼結構簡單,厚度約40~42km,只在東北、西南邊緣略有加深。鄂爾多斯周邊斷陷帶的地殼上隆、厚度變淺,其中南緣渭河地塹最薄、約32~34km,西緣銀川地塹約34~36km,北緣河套、呼包盆地約36~38km,東緣山西斷陷盆地南薄北厚、約38~42km。深部特點可能反映鄂爾多斯西北緣的銀川盆地、河套盆地,東南緣的汾渭地塹,南部的渭河盆地為地幔上隆、地殼變薄、地表拗陷的張性構造。汾渭地塹北部山西斷陷則是明顯的右旋剪切拉伸性質,但地殼厚度變化不大。鄂爾多斯西南緣與青藏高原東北隅相接,由東北向西南迅速加深,地殼厚約50km,顯示了與青藏高原邊緣接觸帶地殼受擠壓增厚構造。
圖8.18 亞洲中東部地區最大壓應力方向分布圖(據王繩祖,2001)
相似的環境是在四川盆地的上揚子陸塊,同樣塊體內部結構簡單,地殼厚度約40~42km,但西緣與青藏高原相接,地殼厚度可達50km;在西北緣,可能受右旋剪切拉伸,形成地幔上隆、地殼變薄、地表拗陷的張性構造盆地。
盆地特徵:中國東部大部分地區和海域的新生代盆地都屬於裂陷伸展的構造類型。對其形成動力學背景,有的學者認為是古近-新近紀以來中國東部處於太平洋西側弧後擴張的地球動力學環境中(馬杏垣,2004)。我們認為新生代以來中國東部與西部同屬於中國大陸動力學系統,西部伴隨青藏高原山根形成驅動軟流圈物質往東流,東流的軟流圈物質受太平洋俯沖板塊的阻擋而上涌,中國東部新生代以來的大陸動力學背景是受岩石圈/軟流圈系統與太平洋板塊俯沖的共同作用(邱瑞照等,2004)。在東北地區形成多條狹長的裂谷,如依蘭-伊通-下遼河、密山-敦化和鴨綠江-琿春裂谷系等;在華北地區西部形成了銀川、河套與渭河地塹系,往東介於紫荊關-武陵山斷裂帶和郯廬斷裂帶之間發育了包括華北盆地、渤海在內的地塹系;往南在秦嶺-大別山隆起的兩側形成南陽-襄陽、江漢-洞庭、蘇北地塹系;在華南的閩粵沿海的晚更新世至全新世發育的小型斷陷盆地,如福州、泉州、漳州、龍海、潮汕等盆地。在中國東部海域形成大陸架盆地,如南黃海、東海、珠江口、北部灣、西沙海槽、南海中央海盆、瓊北斷陷、珠江三角洲乃至韓江三角洲等。這些盆地形成的一個重要特點是同期玄武岩噴發,在中國東部及鄰近海域地區尤其強烈。
中國西部主要為壓陷盆地。受印度板塊與歐亞板塊碰撞邊界系統的影響,傾向相背的逆沖斷裂十分發育,在其中間往往夾持著壓陷盆地(李廷棟等,2002;鄧晉福等,1996)。在青藏高原內部,在西伯利亞板塊阻擋和印度板塊向北俯沖作用下,南北向推擠使岩石圈物質向東流出,在下部岩石圈匯聚、總體南北向擠壓的背景下,在上部派生出次生的東西向引張應力場,構成總體擠壓背景下的局部(如當雄-羊八井等近南北向的地塹系)裂陷伸展盆地,構成西藏獨特的應力場。在青藏高原邊部以及西北地區,伴隨大陸岩石圈的匯聚,產生一系列大型走滑系統,形成各種類型的拉分盆地,如阿爾金斷裂帶的矩形、楔形斷陷盆地;古近紀金雁、新近紀的黑水溝及第四紀的拉配泉-索爾庫里等一系列狹窄的斷陷槽;昆侖山與阿爾金山之間的苦牙克裂谷;祁連山斷裂帶中的壓剪性活動造成許多拉分盆地,如沿南、西華山斷裂的干鹽池、荒涼灘等第四紀矩形拉分盆地,以及伴隨高原擴展形成的不對稱楔狀盆地等。火山活動僅限於高原擴展邊部的少數地方。
從大尺度看,可以認為現今中國大陸及鄰區呈現出整體右旋運動特徵,關於其旋轉中心,可能在華南。中國華南地區環形構造發育(圖8.19),中國東部著名的郯廬斷裂向南延伸至華南後無確定去向,可能與中國大陸的整體右旋以華南為「中心」有關(圖8.20),致使郯廬斷裂向南延伸至華南後被分化。
圖8.19 華南地區環形構造分布圖(據舒孝敬,2005)
圖8.22 在50,40,30,15,10與5個百萬年時印度與東南亞塊體位置圖(據A.Replumaz et al.,2003)
表8.6 南海地區新生代構造運動①
綜上,現今中國大陸西部擠壓、東部拉張的總體格局,是自新生代以來延續至今的,由此可以認為,向右旋轉特徵是新生代以來中國大陸的總體運動趨勢。
圖8.23 位於印度/亞洲板塊邊界之下的深部地幔結構的垂直剖面圖(據A.Replumaz et al.,2003)
B. 中國西部地區地殼及上地幔速度結構特徵
6.3.1 中國西部地區地殼內部低速層的分布特徵
關於地殼內部低速層(體)的解釋，就目前來說，主要有三種觀點:其一認為是地殼在強烈的構造運動的作用下，地殼內部產生滑脫，形成一個具有一定厚度的破碎地層構成的滑脫構造層，由於岩體破碎，導致了地震波在其中傳播速度的降低;第二種觀點認為地殼內部的低速層(體)是存在於地殼內部的處於熔融狀態的花崗質物質層;還有一種觀點來自科拉半島超深鑽資料研究，認為地殼內部低速層(體)形成的直接原因是岩石密度的減小，深部礦物由於高溫高壓的影響而發生變化，使水析出，析出的水分連同新生成的礦物一起，占據的空間超過了原先所佔空間的大小，於是岩石碎裂變松，形成低密度帶。另外，根據科拉深鑽所揭示的情況，岩石在高溫高壓的影響而使其成分發生變化，也導致了岩層速度的降低。
根據深部地震測深的地殼結構研究，中國西部大陸的低速層(體)主要分布於青藏高原及攀西裂谷地區(圖6.3.1)，而在廣大的西北地區，除了在阿爾金斷裂北側附近地區的中地殼的低速層外，迄今還未發現其他低速層(體)的存在。
中國西部大陸的低速層(體)的分布特徵也各不相同。西藏地區的上地殼中的低速層埋深均在20km左右;在青海的巴顏喀拉及其鄰區，上地殼內部存在埋深為10～20km的低速層;在靠近阿爾金斷裂的北部地區及攀西裂谷地區，低速體的埋深增大為20～40km。然而，在藏南的地殼底部65～73km之間存在一速度為6.1km/s的低速層，其底界即為莫霍面。
圖6.3.1 中國西部大陸地殼的低速層(體)的分布
6.3.2 中國西部地區莫霍面埋深變化特徵
作為地殼內部分層結構的主要標志之一的莫霍面，它將地殼與地幔相互隔離，在地震波速度上呈現為速度的不連續或間斷，莫霍洛維奇(Mohorovicˇic')在1909年克羅埃西亞地震的地震記錄中發現，並以他的名字命名。
以前曾經認為莫霍面是一個尖銳的速度間斷面，地殼和地幔之間的速度跳躍可達1.0～1.5km/s。但是，根據Pn波的頻率特性及振幅變化，有些地區的莫霍面應當有一定的厚度，而且是一個速度梯度帶;而在另外一些地區，莫霍面則可能是一組高低速薄互層構成的復合帶。
地殼厚度的變化規律除了與地形起伏有關外，還與地殼內部甚至上地幔的深部地質構造背景有著十分密切的關系。一般說來，年輕造山帶的地殼很厚，可達40～70km;穩定的地盾，現在的地形並不高，而地殼厚度卻較大，有人認為這是元古宙以來所遺留下來的山根，後來地形雖然削平，而原始的山根仍然存留使得地殼的厚度較大;中間地塊及地槽活動帶地殼厚度較小，通常只有20～30km(曾融生，1984)。
由於缺少足夠的地震資料，中國大陸的莫霍面的埋深一直沿用了由重力資料反演得到的結果，尤其是中國西部大陸地區。繼20世紀60年代的國際地殼上地幔計劃和70年代的國際地球動力學計劃之後，80年代國際大地測量和地球物理聯合會與國際地質科學聯合會議聯合提出了國際固體地球科學研究計劃，即岩石圈研究新計劃，大大推動了對地殼上地幔結構特徵的研究。自國際岩石圈計劃實施以來，我國開展了大規模的深部地震研究工作，並取得了巨大成就，為地殼上地幔結構特徵提供了豐富和寶貴的資料。圖6.3.2即為在由重力資料反演得到的莫霍面埋深的基礎上，利用已有的深部地震測深結果對其進行修正以後所得到的莫霍面埋深。
從圖6.3.2可以看出，以阿爾金斷裂及中國南北地震帶為界，可將中國西部大陸劃分為三大塊:新疆地塊、青藏高原及西部大陸東緣。新疆地塊的地殼厚度為45～60km，且莫霍面在准噶爾盆地及塔里木盆地表現為一隆起，地殼厚度近45km;青藏高原的地殼以巨厚為其特徵，除在柴達木盆地內部較薄(約55km)外，莫霍面埋深大都在70km以上;在青藏高原東緣，莫霍面埋深向東南方向逐漸變淺，形成一條近似南北向的梯度帶，其埋深由龍門山下部的60km變淺為成都附近的50km;而在攀西裂谷一帶，莫霍面埋深則與南北地震帶形成鮮明的對比，它由北(約50km)向南(約44km)逐漸變淺。
圖6.3.2 中國西部大陸地殼的莫霍面厚度
6.3.3 中國西部地區上地幔頂部的速度分布與活動構造的關系
地震活動是岩石圈在現今應力場作用下，某些構造部位的應力積累超過其滑動摩擦破裂強度時，發生突然變動的表現形式之一。震源的空間分布可以較准確地顯示出岩石圈內部構造活動的形態和分布，進而描述出板塊的活動邊界，尤其是大陸板塊內部的活動構造，為人們認識及研究岩石圈的結構特徵、岩石圈的動力學環境及構造單元的劃分提供十分重要的基礎資料(丁國瑜等，1991)。
根據1964～1997年之間發生的4級以上的地震記錄，我們得到了如圖6.3.3所示的震源分布圖。由圖不難看出，地震震源的分布與中國大陸莫霍面的埋深特徵有著某種相關性，即以阿爾金斷裂及中國南北地震帶為界，可將中國西部大陸劃分為三大塊:新疆地塊、青藏高原及西部大陸東緣。
圖6.3.3 中國西部大陸的地震活動性分布
C. 中國大陸及其鄰區岩石圈地幔速度結構和岩石圈地幔單元劃分
本節將給出中國大陸及其鄰近海域岩石圈厚度和岩石圈地幔厚度及速度結構。隨著新研究資料的不斷增加和解釋水平的不斷提高，本項研究在以前的研究工作基礎上（彭聰等，2000）有了很大的創新，地球物理與大地構造及成礦作用研究更密切地結合，使地球物理解釋結果更趨合理。因本研究工作是地球物理和成礦系列研究的首次合作，為了便於對比，故以中國大陸主要成礦域為單元簡述，給出成礦系列的深部地球物理背景。
（一）中國大陸及其鄰近海域岩石圈厚度
中國大陸岩石圈大致可以分為數個主要單元，包括東北、華北、秦嶺、揚子、華南、阿爾泰、准噶爾、天山、塔里木、青藏高原。它們彼此相互運動，其相互作用和變形作用主要發生在各板塊的周邊。根據對地震面波的分析，給出中國大陸及其鄰近海域岩石圈等厚度圖（圖2-42）。該圖顯示出中國大陸及其鄰近海域岩石圈厚度變化相當大。
以南北帶為界，中國大陸岩石圈大致可劃分為東西兩個基本單元。中國西部具有厚的岩石圈，達到90～125 km。中國東部岩石圈又可以分為3個區域，包括東北、華北和華南，其岩石圈厚度分別為80～90，70和80～110 km。南北帶為岩石圈厚度減薄帶，僅為70 km。中國東部鄰近海域岩石圈厚度比大陸薄，為50～60 km。
圖2-36 中國大陸及鄰近海域150 km 深度初剪切波速度分布圖
S波單位：km/s
（二）中國大陸及其鄰近海域岩石圈地幔厚度及速度結構
地殼下方的岩石圈地幔（圖2-43）是岩石圈中最堅硬的部分，是地幔上方的地震高速帶，平均密度為3.30 g/cm3，強度大黏度也大，因而也是岩石圈板塊的主要應力導向帶。岩石圈地幔厚度的變化可反映出構造的活動性及發展過程。在碰撞階段，岩石圈匯聚加厚。加厚的岩石圈地幔（岩石圈根）呈向下的拉力，在地殼上層形成擠壓應力。岩石圈根的特徵是具有相對高的地震波速度、高密度和低的溫度。年輕的火山岩區與岩石圈地幔減薄有關。但增厚的岩石圈根並不穩定，在碰撞後期會與上覆岩石圈分離，沉入地幔，使岩石圈減薄，並誘發殼/幔、岩石圈/軟流圈物質相互作用。
岩石圈地幔具有較高的剪切波速度，在中國大陸及其鄰近海域，一般在4.20～4.70 km/s之間變化。岩石圈地幔比下面的軟流圈更為剛性，並且隨著所涉及的應力大小以及隨我們考慮的時間尺度和空間范圍而改變。地震剪切波速度給我們提供了關於中國大陸岩石圈地幔的彈性，特別是它的厚度和剛性方面的特徵。岩石圈地幔的厚度越薄或剛性越小因而越柔軟，它經歷的變形作用將會越強。
中國大陸岩石圈地幔和鄰近海域岩石圈地幔具有明顯的差別。鄰近海域岩石圈地幔厚度20～30 km，波速為4.20～4.40 km/s。中國大陸內部岩石圈地幔厚度20～70 km，波速為4.20～4.70 km/s。兩者之間的界線大致在琉球群島一線。
圖2-37 中國大陸及鄰近海域200 km 深度剪切波速度分布圖
S波單位：km/s
根據岩石圈地幔剪切波三維速度結構的整體性和速度差異，以南北帶為界，中國大陸岩石圈地幔大致可劃分為東西兩個區域。中國西部包括特提斯成礦域和前寒武紀塔里木盆地疊加其上的古亞洲成礦域西部成礦省，屬於高速厚幔區，波速為4.40～4.70 km/s，岩石圈地幔厚度為50～70 km。中國東部為濱西太平洋成礦域，古亞洲、前寒武紀和秦祁昆等成礦域的東部成礦省疊加其上。岩石圈地幔更為復雜，吉黑成礦省和興安成礦省岩石圈地幔厚度為40～50 km；興安成礦省波速較高，為4.30～4.70 km/s；吉黑成礦省波較速低，為4.20～4.40 km/s。華北地台北緣和華北准地台成礦省岩石圈地幔厚度較薄，為30～40 km，波速為4.20～4.50 km/s。秦祁昆等成礦域的東部成礦省岩石圈地幔厚度40～50 km，波速為4.30～4.40 km/s。上、下揚子成礦省岩石圈地幔厚度較大，為40～70 km；波速為4.30～4.60 km/s。華南和東南沿海成礦省岩石圈地幔厚度30～60 km，波速較高為4.30～4.70 km/s。南北帶（東經102°附近）為低速薄幔帶，厚度為20～40 km，波速為4.30～4.50 km/s。
（三）岩石圈研究不同資料的對比
人們常常利用天然地震（剪切波）研究岩石圈，用Sn確定上地幔低速層頂界面，認為是岩石圈的厚度；用人工地震P波研究岩石圈，用Pn確定上地幔低速層頂界面，確定岩石圈的厚度；用大地電磁測深研究岩石圈，認為上地幔高導層埋深是岩石圈的厚度。
表2-3 岩石圈研究不同資料對比表
續表
續表
中國地球物理場特徵及深部地質與成礦
圖2-38 中國大陸及鄰近海域20 km 深度處縱波速度分布圖
P波單位：km/s
我們將這3種資料進行對比列於表2-5。表中地殼厚度是地震P 波解釋結果，岩石圈地幔厚度、天然地震解釋的岩石圈厚度是彭聰於1996年根據剪切波編制的、地震P波解釋的上地幔低速層頂界面根據袁學誠1996年的資料；大地電磁測深發現的上地幔高導層埋深出自李立1996年的論文。
在岩石圈減薄區，大地電磁得出的上地幔高導層埋深和地震P 波解釋的上地幔低速層頂界面比較接近、一致性較好；在岩石圈增厚區，這兩種資料得出的岩石圈厚度值有差異。大地電磁測深發現的上地幔高導層埋深和地震P波解釋的上地幔低速層頂界面均大於天然地震（剪切波）解釋的岩石圈厚度，它們相互之間的差異原因尚待探討，也許它們反映的不是同一構造界面。天然地震解釋的岩石圈厚度精度相對差一些。雖然這3種資料得出的岩石圈厚度結果不盡相同，但是岩石圈的相對厚度變化幾乎是一致的，可以明顯劃分出岩石圈增厚區和岩石圈減薄區等不同構造單元型式。岩石圈縮短增厚、拉伸減薄變形在地殼和岩石圈下部並不是同步進行的，一般有4種型式：岩石圈增厚型式：①地殼和岩石圈下部兩者都縮短增厚，屬於厚地殼厚岩石圈地幔變形型式；②地殼不變形，而岩石圈下部縮短增厚，屬於薄地殼厚岩石圈地幔變形型式。
岩石圈減薄型式有兩種：①地殼和岩石圈下部兩者都拉伸減薄，屬於薄地殼薄岩石圈地幔變形型式；②地殼縮短增厚、岩石圈下部拉伸減薄，屬於厚地殼薄岩石圈地幔變形型式。
圖2-39 中國大陸及鄰近海域50 km 深度處縱波速度分布圖
P波單位：km/s
造山帶中的岩石圈減薄區：造山帶中的岩石圈減薄區是預測各種礦產的有利深部構造背景。貫穿中國南北的南北構造帶（東經102°）和貫穿中國東西的祁連秦嶺大別構造帶，是岩石圈減薄帶。南北構造帶和秦嶺大別構造帶岩石圈變形特徵為薄地殼薄岩石圈地幔型式，是深部地幔物質流通的通道，為形成幔源礦產的有利深部構造背景。
魯西地區是岩石圈減薄區，薄地殼薄岩石圈地幔特徵是山東金伯利岩上升到地殼淺部提供了有利深部構造條件，這種岩石是金剛石礦的母岩，據說是來自地幔深處的岩漿形成的。膠遼（山東）是岩石圈減薄區，薄地殼薄岩石圈地幔特徵是山東的焦家金礦帶的有利深部構造背景。山西是岩石圈減薄區，厚地殼薄岩石圈地幔特徵為山西生產銅礦提供了地質條件。
造山帶中的岩石圈增厚區：造山帶中的岩石圈增厚區分為兩種型式：一種是厚地殼厚岩石圈地幔特徵，如大興安嶺、阿拉善、上揚子、江南地軸、天山、青藏高原、喜馬拉雅、西昆侖和三江地區。另一種是薄地殼厚岩石圈地幔特徵，如張廣才嶺、華南。
盆地岩石圈特徵：中國東部區域松遼盆地和華北盆地是岩石圈減薄區，具有薄地殼薄岩石圈地幔特徵。中國中部盆地和西部盆地都為岩石圈增厚區，又可以分為兩種型式，一種為厚地殼厚岩石圈地幔型式，如鄂爾多斯和柴達木盆地；另一種為薄地殼厚岩石圈地幔型式，如四川盆地，准噶爾盆地和塔里木盆地。
圖2-40 中國大陸及鄰近海域100 km 深度處縱波速度分布圖
P波單位：km/s
D. 中國及鄰區前寒武紀陸塊形成與成礦關系
7.1.2.1 寒武紀陸塊改造
克拉通型岩石圈雖然穩定,但是中國及鄰區這些前寒武紀陸塊形成後並不是一成不變的,而是隨著地質演化被不斷地改造。下面以華北地區為例進行分析。
根據華北地區的地質和地球物理特徵表現出的岩石圈不連續,可區分出華北地區的鄂爾多斯克拉通型、燕山-太行造山帶型和華北平原裂谷型岩石圈(邱瑞照等,2004,2006)。
從地質歷史上看,華北陸塊具有與全球主要陸塊(克拉通)相同歷史,形成於古太古代-古元古代。侏羅紀之前的火成岩岩漿活動僅局限於陸塊的邊部(圖7.5),說明華北陸塊在侏羅紀前是穩定的陸塊(中朝陸塊);侏羅紀以來陸塊曾受到強烈的改造,即陸塊「活化」:表現在岩漿活動上是燕山期岩漿活動深入陸塊內部,分布遍及華北陸塊的中東部地區(圖7.6);新生代又受裂谷作用疊加,而伴隨的大量玄武岩噴發主要限於在東部華北平原一帶分布(圖7.7)。
圖7.5 華北陸塊加里東期、華力西期、印支期侵入岩分布示意圖(據程裕淇,1994,修改)
圖7.6 華北陸塊燕山期侵入岩分布示意圖(據程裕淇,1994)
圖7.7 華北東部平原新生代玄武岩分布圖
伴隨華北地區岩石圈演化過程形成的三類岩石圈,其成分、結構均發生顯著變化:鄂爾多斯為經歷了中新生代陸塊「活化」和「改造」後殘存的克拉通型岩石圈,陸殼主體成分由TTG構成,岩石圈地幔主要由強虧損的方輝橄欖岩構成,它於新太古宙-古元古代最終形成以後,一直保持至今,其殼幔岩石學結構可以作為華北乃至中朝陸塊克拉通型岩石圈的一個參照。中生代時期,華北陸塊中東部地區在燕山造山過程中被「活化」,大量對流地幔物質與熱輸入,使該區原來的TTG陸殼組分被改造成為花崗質陸殼,岩石圈地幔被燕山期形成的方輝橄欖岩-二輝橄欖岩所代替。燕山-太行山是華北東部地區新生代發育裂谷作用後殘留的造山型岩石圈,因為經歷了新生代的伸展減薄,現今的厚度不能代表燕山期造山時的地殼和岩石圈地幔厚度,但岩石圈地幔和陸殼的物質及其結構仍然是燕山運動期間造山時形成的。新生代時期,華北東部的大陸裂谷作用形成以華北東部平原為代表的裂谷型岩石圈;隨著裂谷發育大量玄武岩噴發,使燕山期的「酸性化」陸殼又被「基性化」,燕山期形成的岩石圈地幔被破壞形成以二輝橄欖岩為主體的喜馬拉雅期岩石圈地幔。裂谷型地殼和岩石圈地幔經歷了岩石圈尺度上伸展減薄和熱侵蝕,現今地球物理探測的岩石圈地幔和陸殼的物質和結構是新生代形成的。
綜上,對於華北地區的大地構造單元可以這么認識:侏羅紀之前屬於中朝陸塊,經過侏羅紀-白堊紀燕山運動後分化為兩個單元:西部陸塊(克拉通)和中東部造山帶;伴隨新生代裂谷作用發育,進一步分化為西部陸塊(克拉通)、中部造山帶和東部裂谷,因此,討論中國及鄰區前寒武紀陸塊形成與成礦關系,應該關注與陸塊形成、改造過程中有關的成礦作用。
7.1.2.2 前寒武紀陸塊礦產特徵
中國前寒武紀礦床主要分布在陸塊區,尤以華北陸塊、揚子陸塊較多,較少分布在造山帶(沈保豐等,2004,2006)。而陸塊邊緣和陸塊內部裂谷是前寒武紀礦床產出的十分有利的空間。他們指出,中國前寒武系蘊藏著豐富的礦產資源,形成了眾多的鐵、銅、鉛鋅、鎳、金、稀土、錳、石墨、菱鎂礦、滑石、硼、磷、硫鐵礦、金紅石、蛭石等大型-超大型礦床。成礦時代從古古代到震旦紀,但以新太古代、古元古代、中元古代-青白口紀3個地質時期為成礦高峰期。隨著中國前寒武紀地史的演化,成礦物質種類和礦床類型具有明顯的變化和增多。梅燕雄等(2004)劃分的全球成礦域和成礦區帶中,中朝成礦區位於勞亞成礦域東南部,北、西、西南與烏拉爾-蒙古成礦帶、喜馬拉雅成礦帶、中南半島成礦帶相接,東與東亞成礦帶為鄰。其展布范圍與包括中國中部和朝鮮半島若干古老陸塊的中國地塊相當。該成礦區主要礦產有煤、鐵、磷,其次是鎢、鉬、鉛鋅、銅、鎳、金等,代表性礦床有中國的東勝-神府煤田、昆陽沉積磷礦床、鞍山-本溪BIF型鐵礦床、金川銅鎳硫化物礦床、金堆城斑岩型鉬礦床、灤川矽卡岩型鎢鉬礦床等,朝鮮境內產有著名的檢德變質型鉛鋅礦床。
前寒武紀鐵礦在中國佔有重要地位,該時期的鐵礦資源/儲量佔全國的65.6%(沈保豐等,2005)。中國前寒武紀鐵礦床主要分布在中國東部、陸塊區和陸塊邊緣和內部的裂谷中,其成礦規模、成礦區域、成礦類型和成礦演化特點明顯。可分為(火山)沉積變質型鐵礦床、與火山侵入活動有關的鐵礦床、沉積型鐵礦床、復合成礦作用型鐵礦床和岩漿型鐵礦床五類。中國最古老的鐵礦床形成於古太古代,新太古代是中國鐵礦最重要的形成時期,此期間形成鐵礦的儲量約佔全國鐵礦總儲量50%,礦床類型是與綠岩帶有關的條帶狀鐵建造鐵礦床,該類礦床演化特徵具有成礦規模由弱到強再弱,礦床類型由簡單到復雜再簡單的演化特點。
7.1.2.2.1 西伯利亞陸塊
西伯利亞陸塊位於勞亞成礦域東北部(梅燕雄等,2009),西、南與烏拉爾-蒙古成礦帶相接,東與楚科奇-鄂霍次克成礦帶為鄰,其展布范圍包括中西伯利亞高原及泰梅爾半島,在大地構造上屬於西伯利亞地塊。該區主要礦產有煤、金、金剛石,其次是銅、銻、鉛鋅、鎳、錳、鉀鹽等,代表性的礦床有俄羅斯的通古斯卡煤田、蘇霍依洛克黑色岩系型金礦床、和平金伯利岩型金剛石礦床、諾里爾斯克銅鎳硫化物礦床、涅帕蒸發岩型鉀鹽礦床、薩利克熱液型銻礦床等。
在阿爾丹地盾最主要的前寒武紀鐵礦床(V.I.Kazanskyra,1980)是查拉-托科(Chara-Tokko)地區的含鐵石英岩,產於南北走向的海槽火山-沉積岩系中。阿爾丹地盾和澳大利亞、印度、南非(阿扎尼亞)和加拿大太古宙陸塊(克拉通)的可靠地質資料,揭示了早前寒武紀構造雜岩和它們在發育時間上的相似性,基於主要成分、變質程度、交代變質以及含礦建造等方面的差別可加以區分。
7.1.2.2.2 中國陸塊
華北陸塊(克拉通)具有3.8Ga的漫長歷史,特別是與其他陸塊(克拉通)相比,它有更為復雜的多階段的構造演化史,記錄了幾乎所有的地殼早期發展與中生代以來的重大構造事件(翟明國,2010)。在太古宙,華北陸塊經歷了>3.0Ga的陸核與微陸塊的形成;2.7~2.9Ga的陸殼增生;2.5Ga的岩漿、變質作用與克拉通化;2.3~1.9Ga的古元古代活動(造山)帶;1.8Ga的基底隆升與裂谷-非造山岩漿事件。在新元古代-古生代,華北陸塊處於相對穩定的陸塊狀態,其南、北緣受到秦嶺造山帶和古亞洲洋造山帶的影響;在中生代,華北陸塊則經歷了強烈的中生代構造格局的轉變和克拉通的破壞與重建;在新生代,華北陸塊的東緣屬於環太平洋構造帶的一部分。與上述重大構造事件相對應,華北陸塊出現大規模的成礦作用,形成了豐富多樣的固體礦產資源。華北陸塊的形成與演化及其不同類型的成礦系統,為深刻理解大地構造背景對成礦作用的制約提供了範例。華北陸塊廣泛發育著花崗岩-綠岩帶中的金礦床(沈保豐等,1994),主要分布在小秦嶺、膠東、夾皮溝、遼西、冀北、烏拉山和五台山等地區,其中不僅產出許多中、小型礦床,而且也賦存著大型、特大型金礦床,是我國當前主要的產金基地。
從地質演化的角度講,華北陸塊在2900Ma前由於地幔的分離作用和物質向地面運移,發育了初始的硅鋁殼,隨著初始硅鋁層的形成逐漸發生了陸海的分化,形成古隆起和古海盆。在2900Ma左右,華北陸塊區發生了第一次強烈的構造-岩漿熱事件,形成了早期陸核,出現第一次穩定化期。大致從2800Ma起,在由古陸核組成的卵形穹窿體的邊緣,形成了類似現代大陸邊緣活動帶或弧後盆地的裂谷環境,大量的火山噴發和沉積作用,在狹長的槽形盆地內聚集了大量的火山-沉積物質,也就是綠岩建造。強烈的海底火山活動,從地幔帶來了大量的金、鐵、銅、鋅等有用金屬,大量的金從地幔深處同鎂鐵質火山岩一起噴出到海底,成為形成脈型、層控性金礦的礦源層。強烈的海底火山活動從深部帶來了豐富的鐵質,華北陸塊的一些主要鐵礦如歪頭山、弓長嶺、板石溝、老牛溝等鐵礦的形成均與此有關。在火山活動的後期,轉為分布不廣的安山質-長英質火山噴發,同時伴隨著火山噴氣作用,銅、鋅等含礦流體沿火山噴口上升和在海底噴射,形成原始塊狀硫化物礦床。在2500Ma左右,發生了第二次較為強烈的構造-岩漿熱事件,太古宙地塊基本克拉通化,在此期間由於花崗岩漿的侵入,作為熱源體,導致原綠岩建造中的一些金屬發生重結晶、活化、遷移等。在此期間,原始的塊狀硫化物礦床經過多期構造變形,使金屬再就位富集形成富礦柱;鐵礦床因變質改造使顆粒變粗,受韌性剪切帶控制的層控金礦和部分脈型金礦、鐵礦就位;而在花崗岩-綠岩地塊形成後,又遭受到呂梁運動、華力西運動和燕山運動等多次構造-岩漿熱事件的改造,特別是燕山運動,作為最後且最強烈的構造—岩漿活動事件(邱瑞照等,2006),對華北陸塊區金礦的形成、最終就位起著十分重要的作用。
揚子板塊是在古元古-新太古宙的古陸核基礎上發展演化而成(花友仁,1995)。呂梁運動以前,以川中微型陸塊為主體的若干個小型古陸塊組成向北西突出的牛軛形陸塊帶。中元古宙在牛軛形陸塊帶的東西兩側形成海溝島弧系,沉積一套弧前及弧後的沉積建造。1~1.1Ga時的東川運動使溝弧系褶皺固結為陸塊。新元古宙早期發生大陸裂谷作用,形成一套裂谷型沉積建造;晉寧運動使揚子板塊整體固結,新元古宙晚期發育山前磨拉石建造、冰嘖層及碳酸鹽蓋層。
花友仁(1995)認為,揚子板塊內五個主要的大地構造發展階段,對應著五個重要的成礦期,即:中元古宙的東川溝弧體系成礦期、新元古宙早期的晉寧大陸裂谷成礦期、新元古宙晚期至早古生代的澄江-加里東陸塊成礦期、晚古生代的海西-印支大陸裂谷成礦期以及中生代的燕山活動大陸邊緣及內陸邊緣裂谷盆地成礦期。實例是東川期與海底火山作用有關的大紅山式鐵銅礦床、與碎屑碳酸鹽建造有關的滇中式沉積改造鐵礦床、晉寧期大陸裂谷作用期間與海底火山噴氣熱水沉積的銅礦床、澄江-加里東期陸塊內成礦作用形成的層控型銅礦床等。
前寒武紀鉛鋅礦主要形成於中新元古代的裂谷系和裂谷系邊緣的不同地質構造單元,其分布受構造控制,集中分布於華北陸塊北緣東、中、西段元古宙裂谷系和揚子陸塊西側康滇地軸震旦系裂谷帶東側的邊緣活動帶,並以華北陸塊北緣為主;成礦作用總體受火山-沉積-變質作用控制,具層控性特點;成礦時代有從北向南變新的趨勢(曹秀蘭等,2005)。目前已探明儲量的前寒武紀鉛鋅礦床有51處,其中超大型礦床1處,特大型礦床3處,大型礦床7處,中型礦床12處,其餘為小型。近年在揚子陸塊周緣發現的鉛鋅礦新類型備受關注。
7.1.2.2.3 印度陸塊
印度的礦產資源主要分布印度半島地盾區,其形成與前寒武紀成礦作用有關,擁有豐富的鐵、錳、鋁土礦資源。成礦作用包括:①與克拉通有關的太古宙綠岩帶金成礦作用(典型代表:克拉爾金礦,儲量825t);與陸塊型鹼性岩漿活動(包括碳酸鹽岩)有關的稀土、鈮鉭等稀有金屬礦床;產於金伯利岩筒中的金剛石礦床。印度陸塊(克拉通)分布大量的超殼岩石富錳岩石發育;太古宙雜岩中的超基性岩體富集鎳金屬,提供了形成紅土型鎳礦的物質基礎;與基性岩漿活動有關的鉻、鎳(銅)礦床。②與裂谷作用有關的沉積成礦作用,如在岡瓦納系與古近-新近系中的11個含煤盆地。③與造山帶有關的印度陸塊內部的古中元古代活動帶及其構造作用控制了印度重要的有色金屬成礦帶和金屬成礦作用,如辛格布姆剪切帶控制了辛格布姆銅礦化帶,阿瓦利嶺陸塊活動帶控制了印度最重要的銅礦化帶;印度一側的高喜馬拉雅造山帶僅有少量礦化。此外,氣候對印度的赤鐵礦床、鋁土礦床、巴加拉特淋積型錳礦、紅土型鎳礦起了重要作用。
7.1.2.2.4 阿拉伯陸塊
非洲-阿拉伯成礦區位於岡瓦納成礦域的中部(梅燕雄等,2009),西、南、東分別與南美成礦區、南極成礦區、澳大利亞成礦區相望,北與地中海成礦帶和西亞成礦帶相接。其展布范圍與非洲-阿拉伯地塊基本相當,包括除阿特拉斯山脈以外的非洲大陸和阿拉伯半島。該成礦區主要礦產有石油、天然氣、金剛石、銅、鋁、鎳、鉻、鉛鋅、金、磷、錳、鈾,其次是鐵、錫、銻、鉀鹽等,代表性礦床有沙烏地阿拉伯加瓦爾油氣田、科威特布爾甘油氣田、幾內亞博克和圖蓋-達博紅土型鋁礦床、南非金伯利金剛石礦床和布希維爾德層狀雜岩型鉻鎳礦床、南非卡拉哈里沉積錳礦床和維特瓦特斯蘭德礫岩型金鈾礦床,剛果(金)科爾韋濟砂頁岩型銅礦。
E. 祁漫塔格及鄰區地質調查研究簡史
東昆侖造山帶大致以烏圖美仁一帶為界，可以劃分為東、西兩段（莫宣學等，2007）。這里所討論的「東昆侖祁漫塔格及鄰區」范圍指的是東昆侖西段地區，一些重要地質問題的討論也部分涉及東昆侖造山帶的其他地區。
瑞典人斯文海定（Svenhedin）是祁漫塔格地區最早的地質調查者，1899年他越過祁漫塔格到柴達木盆地西部（現在的紅柳泉、茫崖等地區）進行了路線地質調查。其後，1946年李樹勛隨青海公路勘探隊，沿柴達木盆地南緣到阿爾金進行了地質觀測，著有《柴達木盆地報告》。
新中國成立至1965年以前，石油地質部門圍繞柴達木盆地及周圍山系邊緣開展了小比例尺區域地質調查工作，著有《1955年初步地質總結》（地質部柴達木石油普查大隊，1955）和《1957年地質工作報告》（青海石油普查大隊，1957），兩份報告對柴達木盆地及邊緣山系地質情況有了全面的、初步的了解，並第一次編制出了祁漫塔格地區的地層表。1958年張文堂等人在祁漫塔格地區進行了專題研究工作，著有《柴達木盆地西部邊緣地區的地層》一文，同年青海石油勘探局115 隊以及青海省地質局石油普查大隊在本區分別進行了1：20萬、1：50萬地質、水文地質調查。1969～1970年青海省地質礦產局第一區調隊在祁漫塔格北坡山前低山區做了1：20萬區域地質調查，編有《東昆侖西段北坡地質報告》。
1954～1958年，石油工業部青海石油管理局完成了全盆地的1：50萬重磁普查；1958～1960年，新疆庫巴地質隊在若羌—庫木庫里一帶開展了路線找礦及礦點檢查，通過路線調查發現了一批礦點，並進行了初步評價。1966～1975年間開展了1：100萬、1：50萬航磁測量，部分地區進行了1：5萬地面磁測，同時在磁異常檢查中先後發現了肯德可克、尕林格、野馬泉等鉛、鋅、鐵礦床。較大規模的礦產地質調查工作自20世紀70年代後陸續開展，青海省地礦局先後在野馬泉地區針對鐵礦組織會戰，探明了一批鐵礦資源；80 年代後祁漫塔格及鄰區地勘工作轉入以銅多金屬為主的礦產普查，發現了一批中-小型鉛鋅、銀、錫礦床和大量的鐵多金屬礦點。近些年來，青海省有色地勘局等單位在肯德可克、黑山一帶開展化探掃面及異常檢查時，發現了獨立的金、鈷、鉍礦體。
最早的區域地質調查正式文獻資料應屬《柴達木幅1：100萬地質圖及說明書》（地質部石油地質局綜合研究隊西北區隊，1964），1：100萬柴達木幅地質礦產圖並非是實測而成，屬綜合編圖性質，綜合編圖主要利用1954～1961 年青海省1：20萬區調、1：5萬～1：20萬區域地質普查及勘探、科研的成果資料，提交了1：100萬地質圖、礦產圖及說明書，祁漫塔格地區位於該1：100萬圖幅西南角，但該地區除那陵格勒河北部極少地區外，其他地區未進行過任何形式的地質調查工作，因此，1：100萬柴達木幅地質圖中祁漫塔格地區除那陵格勒河以北地區依據鄰區資料做了概略編圖外，其餘地區留為空白。1982～1985年，新疆地礦局區調隊完成了若羌縣幅1：100萬區域地質調查並內部出版了該報告。
系統的中比例尺區域地質調查工作始於1978年。1983年，青海省地礦局第一區調隊完成了J-46-［26］（伯喀里克幅）、J-46-［27］（那陵格勒幅）、J-46-［28］（烏圖美仁幅）1：20萬區域地質調查（聯測），內部出版了三幅聯測的地質圖與區域地質調查報告，1986～1992年青海省地質局區調綜合地質大隊先後完成了1：20萬土窯洞幅、茫崖幅區域地質、礦產調查，1：20萬塔鶴托坂日幅（J-46-［32］）、可可西里湖幅（I-46 ［2］）區域地質調查。
2000～2005年由中國地質調查局組織實施的國土資源大調查全面開展了我國西部空白區的1：25萬區域地質調查，隨著這一批區調圖幅完成，祁漫塔格及鄰區全面覆蓋了中比例尺的區域地質調查。
2005年以來，祁漫塔格地區開始了大規模的1：5萬區域地質礦產調查工作，目前已結題或正在開展調查的圖幅有37幅之多，基本可以覆蓋青海省境的祁漫塔格山脈。
可以看出，中比例尺的地質調查工作已覆蓋了全區，地質調查工作基礎是比較好的，特別是在庫郎米其提-布喀達坂峰一帶開展的1：25萬區域地質調查形成了一個工作程度相對較高、南北向橫跨整個東昆侖造山帶的地質走廊帶，為全面解剖祁漫塔格及鄰區的地質構造特徵打下了良好的基礎。相對而言，涉及東昆侖造山帶的專題研究工作是不平衡的，已開展的專題研究工作主要集中於青藏公路沿線及其以東地區，西段北部（即祁漫塔格山脈）專題研究工作開展也相對較多，一方面，西段北部為青海省十分重要的一個鐵多金屬成礦帶，其中野馬泉地區是青海省重要的鐵多金屬礦集區，20世紀60～70年代在野馬泉地區發現鐵礦，此後青海省地質局等單位在這里開展了近十年的鐵礦會戰。近年來，又陸續發現了白乾湖超大型鎢錫礦田等一批礦床，因此受到地學界的關注。該區始終是地質工作者勘探或研究的熱點地區，同時這些地區通行條件及自然地理條件相對較好，依託花-格公路，大部地區可以便利涉足，所以自20世紀80年代以來涉及東昆侖造山帶西段北坡的專題研究工作非常多，發表了一大批科研論著。基於這些研究，祁漫塔格地區的基本地質構造格架、地層系統及侵入岩岩石序列的基本輪廓已經形成，成礦規律研究與成礦預測水平也取得了長足的進展。東昆侖西段南部，大體以那陵格勒河斷裂為界向南至可可西里的廣大地區，為廣漠的無人區，自新疆維吾爾自治區阿爾格山脈向東至博卡雷克塔格山脈是難以逾越的天然屏障，自然條件極端惡劣，因此，東昆侖西段南坡只有在1989～1990年，由中國科學院和青海省政府共同組隊，進行了可可西里地區綜合科學考察，在東昆侖山脈與可可西里山脈接壤地帶開展了一些綜合考察，除此之外，這些地區基本未開展過具有實地調查特徵的地質科學研究工作。
F. 中國及鄰近軟流圈頂界變化趨勢
關於中國及鄰近軟流圈頂界變化趨勢,朱介壽(2011)領導的研究團隊做了詳盡的研究。以面波Vs速度值4.45~4.50km/s之間作為劃分軟流圈底界面或固結圈頂界面(毛桐恩等,1999),可知軟流圈頂界面起伏變化極大,一般在55~200km之間,其中,東歐地塊軟流圈頂界面最大埋深達200km以上,塔里木地塊軟流圈頂界面埋深平均值為170km,青藏高原軟流圈頂界面埋深平均值為165km,華北地塊軟流圈頂界面埋深平均值僅有77km,西太平洋地區軟流圈頂界面埋深平均值僅76km(表2.1),總體呈現由西向東變淺的特徵。
表2.1 中國及鄰近陸海地區軟流圈結構分類簡表
注:括弧內的數代表參加平均的數據數 (據朱介壽,2011)
在亞洲北部和西部,軟流圈底界面埋深較淺,一般在260~280km之間,例如,塔里木盆地軟流圈底界面埋深平均值為268km,在亞洲東部、東南亞地區和西太平洋地區軟流圈底界面埋藏最深,平均值在290~320km之間,其中鄂霍次克海地區軟流圈底界面埋深平均值為318km,西太平洋軟流圈底界面埋深平均值為308km(表2.1)。與岩石圈底界面或軟流圈頂界面比較,軟流圈底界面起伏變化較小,表明軟流圈由底部到頂部也是不均勻的。邱瑞照(2009)曾綜述33屆國際地質大會展示的岩石圈-軟流圈邊界研究進展:全球是否普遍存在軟流圈還有不同的認識(Andesron,1993;朱介壽等,1996;楊文采,1997)。Catherine Rychetr等在33屆國際地質大會報道,利用1990年至2004年間由永久性地震台站記錄的散射波來描繪可能是與岩石圈-軟流圈分界面相關聯的界面,表明在60km至110km的深度范圍內存在一條或者兩條負的不連續面(這里的地震波速隨著深度的加大而減小),Sp研究的結果也基本證實了上述不連續面的存在。單台站的分布雖然不覆蓋全球,但是在上述深度范圍內存在的這一間斷面是一個穩定的特徵,這也使得勾畫其全球性圖像成為可能。蔡學林等(2011)按2°×2°網格讀出軟流圈頂和底界面埋藏深度編制的東亞西太平洋地區軟流圈厚度分布圖(圖2.11)表明:東亞西太平洋地區普遍發育軟流圈,厚度變化大,總體顯示西薄東厚、北薄南厚的變化趨勢。
在亞洲大陸西部或歐洲東部軟流圈厚度較薄,一般在70~150km之間,例如,東歐克拉通型岩石圈下軟流圈厚度僅有66km,塔里木克拉通型岩石圈下軟流圈厚度平均值僅有98km,哈薩克地塊軟流圈厚達149km,在青藏增厚型岩石圈下軟流圈厚度亦較小,在140~160km之間。從亞洲大陸西部到亞洲大陸東部軟流圈逐漸增厚到150~200km,在華南減薄型岩石圈東緣軟流圈厚達230~250km之間,在鄂霍次克海軟流圈平均厚度最大為254km。西太平洋海域軟流圈在200~250km之間(表2.1)。總之,從亞洲西部到西太平洋軟流圈厚度有由薄變厚的變化趨勢。
亞洲大陸北部軟流圈厚度較薄,一般在120~140km之間,其中西伯利亞地塊軟流圈,僅有123km。向南到蒙古西部至華北一線軟流圈厚度在150~210km之間變化,向南到青藏高原及鄰區軟流圈又有減薄的趨勢,在140~160km之間。在北印度洋至東南亞軟流圈厚度又增加到200~230km之間。總之,從亞洲北部到印度洋地區軟流圈厚度有由薄→厚→薄→厚的變化趨勢(圖2.11),大致與中國西部及鄰區的地貌「盆—山」結構對應。
在運動學上,岩石圈-軟流圈邊界上板塊的匯聚作用、擠入作用、弧後擴張作用,以及造山環帶的收縮作用之間的相互聯系,可能只有通過相關的軟流圈來實現,如位於俯沖岩石圈板片之上的軟流圈常呈蘑菇狀,其流變學和密度差異所產生的力,在淺部能夠驅使山脈的運動;由於大陸演化的地球動力學過程不僅發生在整個岩石圈尺度,它深達上地幔內部數百km,岩石圈地幔剛性強度大的地球物理背景區,可能阻礙深部幔源物質的運移,而不同岩石圈之間的岩石圈不連續則可能是幔源物質的良好通道(邱瑞照,2004,2006,2009)。近年還有人提出軟流圈造山的概念(肖慶輝等,2006)。可見軟流圈在大陸動力學演化過程中起著重要作用。
圖2.11 東亞西太平洋地區軟流圈厚度分布圖(據朱介壽,2011)
G. 中國地質科學院地質研究所
截至2014年底，全所共有職工人，其中在職職工249人、離休人員14人、退休人員198人。在職職工中，管理人員30人，專業技術人員215人，工勤人員4人。專業技術人員中，兩院院士5人，研究員及教授級高工70人，副研究員及高級工程師52人，中級職稱及以下88人。在職職工中具有博士學位的158人、碩士學位的31人，本科37人，大專及以下23人。內設5個職能處室、11個專業研究室；有1個國家重點實驗室、1個國家級科技基礎條件平台、3個部級重點實驗室。全國地質編圖委員會、中國地質調查局地層與古生物中心、《岩石礦物學雜志》和7個學術機構掛靠在地質所。
以第一作者公開發表論文273篇，其中SCI、EI檢索論文194篇（其中國際SCI論文121篇），核心期刊論文79篇。出版大型圖冊/圖件1套，專著5部，取得專利7項。國內引用率列全國科研機構第14位。獲北京市科學技術一等獎1項，國土資源科學技術一等獎1項（排名第2），中國地質調查局、中國地質科學院2014年度地質科技十大進展2項。
領導班子由4人組成，所長、黨委副書記侯增謙，黨委書記、副所長何長虹，副所長高錦曦、盧民傑。
所長、黨委副書記侯增謙（右二），黨委書記、副所長何長虹（左二），副所長高錦曦（右一），副所長盧民傑（左一）
年度重要科研成果
編制完成一系列重要圖件。編制完成1∶250萬月球地質圖、1∶300萬《中國及鄰區地質圖》、1∶500萬中國變質地質圖、中國西部蛇綠岩構造圖、1∶500萬中國大地構造與含油氣盆地分布圖及中國油氣大區與主要含油氣盆地圖等，其中部分圖件已經出版；承擔新一代《中國區域地質志》的編制，完成了11個省（區）地質志；參與「全球地質一張圖·中國」（One Geology China）開發與建設，獲得地理信息科技進步二等獎。
前寒武及變質作用研究進展突出。首次在華北克拉通劃分出三個2.6Ga前的古陸塊；釐定膠北地體陸殼生長、重大地質事件與重大岩漿事件序列；提出華北克拉通雙向俯沖折返模式；古元古代Columina聚合事件、中元古代裂解事件的研究，對全球Columbia超級大陸邊緣古—中元古代向外增生—裂解歷史的對比研究及Columbia超大陸重建具有重要科學意義。
重要造山帶及構造研究取得系列成果。提出新的定義和分類方案，對中國大陸顯生宙大型變形構造和變形系統進行了劃分，並據此對中國大陸顯生宙不同地質時期的地球動力學環境進行了重建；首次提出高喜馬拉雅熱碰撞造山帶的新的3D擠出模式；發現北東帕米爾的古特提斯弧根構造：提出了印度/亞洲俯沖碰撞的兩種可能的模式「空間差異性俯沖碰撞模式」和「時間差異性俯沖碰撞模式」；確定了新元古代時期華南在Rodinia超大陸中的位置，推測在華夏南緣存在一條「隱沒了的」Grenville期造山帶；構建了華北北緣古生代構造演化模型；確定阿拉善地塊在早古生代是一個位於東岡瓦納大陸北緣的地塊，與華北地塊最終拼合時代為晚泥盆世。
新版1∶300萬《中國及鄰區地質圖》
參與的「全球地質一張圖·中國」（One Geology China）開發與建設獲地理信息科技進步二等獎
地層古生物研究有多項發現。提出「全球中元古界底界年齡值1700百萬年」的方案建議；建立了目前全球最為完整的單剖面埃迪卡系碳同位素變化曲線及疑源類生物地層，初步提出埃迪卡拉紀年代地層劃分方案；貴州銅仁首次發現圓盤狀完整的似Kulingia碳膜化石；通過牙形石研究在革吉縣文布當桑發現二疊系—三疊系界線剖面；汝陽巨型蜥腳類恐龍動物群，填補了我國同期恐龍動物群的空白；河南南陽淅川縣發現恐龍蛋化石群，對研究恐龍的生殖行為，生活習性具有重要的意義；江西贛州發現霸王龍類新屬種——中國虔州龍；熱河生物群發現今鳥類新種——甄氏甘肅鳥；發現最古老的史前爬行動物產後親代撫育行為化石記錄。
中國虔州龍的頭骨和下頜
地球物理及深部探測獲得重要進展。揭示出青藏高原邊緣山脈與外圍克拉通岩石圈（地殼與地幔）構造轉換深部過程，獲得華北克拉通向青藏高原東北緣楔入的岩石圈地幔行為的地震學證據；獲得青藏高原腹地巨厚地殼莫霍面，對羌塘地體的地殼結構給出新的約束；龍門山剖面研究認為青藏高原東緣大型走滑斷裂限制了地殼逆沖作用；揭示了古亞洲洋沿索倫縫合帶關閉、陸陸碰撞和碰撞後地殼增生深部過程；發現華南大陸東南緣存在薄岩石圈（60～70千米）的地震學證據。
同位素技術應用及標准物質研究有新進展。（U-Th）/He低溫熱年代學技術在含油氣盆地應用研究中取得重要進展；研製了玄武岩鈦同位素標准物質、多種釹同位素標准物質，通過了國家一級標准物質評審；首次運用新興的鐵、鎂同位素技術對礦化元素本身和賦礦層的主量元素進行了直接示蹤。
沉積盆地與資源能源研究服務找礦取得突破。國內首次開展水合物三維地震探測，鑽探結果與預測結果一致；開展了地質、測井、地球物理三位一體的系統研究，為雲南勐野井地區固相鉀鹽礦床及青海柴達木盆地液態鹵水地球物理預測奠定扎實基礎；建立松遼盆地嫩一段的有機質保存模式和嫩二段的生物生產力模式；提出利用統計類比法評價大型坳陷盆地油頁岩潛在資源；開展了冀西北晚中生代陸相盆地的地質調查填圖。
岩石礦物學研究成果在學術界影響巨大。原位金剛石發表，獲得好評並被國際上寫入野外手冊；在全球6個蛇綠岩帶中發現金剛石、碳硅石、柯石英等深部礦物，認為是蛇綠岩大洋地幔橄欖岩的一個普遍現象，需重新審視大洋地幔的物質成分和地幔的運動等經典概念；金剛石中發現新類型超高壓礦物，實驗岩石學表明，這些超高壓礦物來自下地幔深度。這些發現對傳統理論提出了新問題和挑戰，需重新審視蛇綠岩和鉻鐵礦的淺部成因理論。
H. 綜合性大地構造（構造地質學）的調查與研究有哪些
主要側重於中國早期造山運動研究。
從大量區域地質礦產調查，在一批區域地質礦產志撰成的基礎上，對中國南方各省區區域構造、框架及其理論進行了初步的探討，其中特別對中國造山運動有較系統的研究與論述。
1926年李四光發表《地球表面形象變遷之主因》（《地質會志》3卷3-4期）本書已有專題論述，這里就不贅述。
1927年翁文灝發表《中國東部中生代以來之地殼運動及火山活動》（《會志》4卷1期），文中論述了中國中生代以來地殼運動激烈，造山作用和造山活動強烈，並與歐洲同時代地殼運動相對比，發現中國中生代以來地殼運動的特點，故命名為燕山運動，文中試圖以燕山為標准區，代表侏羅紀末期、白堊紀初期產生了不整合、火山岩活動和成礦作用。1929年在發表《中國東部中生代造山運動》（《會志》8卷1期）時，將燕山運動劃分為A、B兩幕，代表前髫髻山組、前王氏組的不整合。後為謝家榮所補充，並在1936年、1937年劃為五期。
1929年丁文江在《地質會志》8卷2期上發表《中國造山運動》，他十分重視造山運動的研究，並傾向於施蒂勒造山運動同時性的觀點，文中強調把燕山運動劃分為三幕，其中把晚三疊世瑞替剋期後的印支運動為燕山運動的第一幕，他在研究廣西地質時，也曾提出過廣西運動和越南運動的術語和概念。燕山運動雖為中國地質學家普遍應用，但各自都有不同劃分原則。
1931年李四光發表《中國東南部古生代後期之造山運動》（《會志》11卷2期），文中對中國東南部造山運動做了精闢的論述，由於他多年從事造山運動的研究，系統的劃分出若干運動系列，並對所劃分的運動均給以科學概念和命名，諸如：懷遠運動（O1-O2），柳江運動（D3-C1），淮南運動（C-C2），昆明運動（C2-C3），東吳運動（D1-D3），金子運動，淮陽運動（T2-T3），南象運動（T3-T1），寧鎮運動（T3-K1）等。
1936年謝家榮在《地質會志》15卷1期發表《中國中生代末第三紀後期造山運動》及《北京西山地質構造概說》（《會志》16卷）把中國造山運動劃為五幕，即：前門夾溝組，前九龍山組，前東嶺台組，前仕它里組，前長辛店組的不整合或假整合為代表，張文佑1941年劃分為三幕，三次地殼運動，1945年在黃汲清的《中國地質構造基本單位》中，劃分為5期，等。
在筆者引述李四光教授所著《中國東南部古生代後期之造山運動》（《地質力學方法》第119頁），文中列有中國東南部造山運動，與歐洲對比表，特抄錄之以供參考。
中國北部中國西南部中國東南部歐洲中部（丁文江的雲南運動）（H?史蒂勒）青龍灰岩三疊系蘇皖運動法爾琴運動山西系龍潭系蔡希斯坦（Zechstein）上羅廷根（Oberotliegend）第三幕東昊運動薩爾運動棲霞灰岩中羅廷根（Mitelrotliegend）太原系臭灰岩下羅廷根（Unterotliegend）船山灰岩沃特維爾系（OtwelSeries）
中國造山運動與歐洲對比表
中國北部中國西南部中國東南部歐洲中部（間斷）第二幕昆明運動阿斯突里運動本溪系黃龍灰岩薩爾布雷克系（SarbrückSeries）瓦爾敦堡系（WaldenburgSeries）（間斷）淮南運動蘇台德運動和州灰岩維憲第一幕高驪山系建康運動金陵灰岩七里台頁岩㊣╭╰烏桐石英岩杜內艾特羅約江南運動布銳東運動奧陶系志留系泥盆系
燕山運動具有長期性，多幕性的地殼運動與構造變動，燕山期為我國重要的形變期與成岩、成礦期，是我國基本構造格架的形成期和改造期。
老一輩的地質學家十分關注燕山運動，還是因為燕山運動不僅是我國地質結構的極為重要的地殼運動，對整個環太平洋帶，以致對整個東部特提斯帶都具有重要影響，因此，除上述幾位以外，我國許多地質學家一直對整個中國造山運動（包括黃山運動）都做過系統的觀測與研究。
1927年程裕祺在《地質會志》上發表《中國造山運動》，此文是程先生1938年在英國利物浦地質學會會報上發表的短文，文中闡述了中國之造山運動：
（1）前震旦紀運動之二幕；（2）古生代前期喀里多運動（廣西運動）；（3）古生代後期海西運動（天山運動）；（4）中生代燕山運動之五幕；（5）第三紀喜馬拉雅運動之二幕。
文中還指出毛理士（F.K.Morris）對中國造山運動的錯誤論點。
1932年朱森在《地質會志》上發表《安徽南部古生代後期造山運動之一幕》。
1936年章鴻釗在《地質論評》創刊號上發表《中國中生代晚期後地殼運動之動向與初期之檢討並震旦方向之新認識》及《中國中生代初期之地殼與震旦運動之異點》，前一篇論文是綜述性的，主要對翁文灝之燕山運動和丁文江造山運動的一些評述，同時探討了震旦方向與地殼運動方向之關系，火成岩及其震旦運動的關系，最後還論及震旦向及震旦運動的成因、性質等；後一篇論文主要論及到地殼運動中的造山運動，認為運動方向與震旦向之間是直角相交的關系。
1937年謝家榮在《地質論評》2卷5期上評述黃汲清等的《江西萍鄉煤田中生代造山運動》，同年陳國達發表《廣東境內燕山運動的構造的型相》（《論評》2卷1期），同年田奇雋發表《湖南造山運動》（《論評》2卷1期）。
1938年邊兆祥在《地質論評》3卷6期上發表《安徽南部海西運動之末相》。
1942年葉連俊、關士聰在《地質會志》上發表《隴南龍山造山運動之性質》（22卷3-4）。
1942年郭文魁在《地質論評》上發表《滇北之造山運動》（7卷1-3）。
1944年劉國昌在《地質會志》上發表《湘西之造山運動及其地理》（24卷3-4）。
1945年米士（西南聯大教授）在《地質會志》上發表《雲南構造史》中，曾提出澄江運動和晉寧運動（《地質會志》25卷）。
1945年喻德淵在《地質會志》上發表《淮陽山脈主要造山運動——淮陽運動》（《會志》25卷），淮陽運動原為李四光於1939年提出創用，指三疊紀末期的褶皺運動，後為馬鞍山、安慶的黃馬青組與青龍群之間的角度不整合，有人認為與金子運動相當。
1947年李四光發表《關於震旦運動及華夏式構造線三個名詞》（《評論》12卷5期）。
1948年李樹勛在《地質會志》（38卷3-4）上發表《祁連山區地層及造山運動之幾個問題》。
1947年黃汲清在《地質論評》（12卷1-2期）上發表《關於震旦運動》。
以上屬於中國造山運動研究及其論文列舉，顯示出中國地質構造研究發展歷史中一段對中國造山運動理論的探討與理論成就概括，個別論文雖與上文論述有些論題有重復舉例之處，為集中反映中國造山運動系統理論研究之全面，僅此致歉！
正是由於中國早期地質基礎雄厚，為新中國地質科學的迅速發展，奠定了堅實的基礎。得以使新中國在較短的時間里，在資源保障上，從資源大國過渡到資源強國，在當代地質理論上也進入了世界先進行列。
其中中國大地構造學現已是中國地質科學理論突破的亮點，這學科共同的特點是學說繁多，學派林立，學術氣氛濃厚，可以說是繁花似錦、異彩紛呈，形成了「百花齊放，百家爭鳴」喜人的形勢。
除上述中國造山運動理論性探討外，其他帶有綜述性的成果，也有著不同廣度和深度的反映：諸如：1924年葛利普在《地質會志》上發表《地槽的遷移》（3卷3-4）。1936年高平在《地質論評》1卷4期發表《中國東南部中生代末期花崗岩之分布與地質構造之關系》，文中認為中國東南部在中生代末期花崗岩侵入繁多，其分布與東南部之地質構造格局密切相關，認為地殼活動常以地下岩漿之移動而起波動作用，基本論點正符合於曾流行的地殼波動論和地殼均衡理論，認為地殼運動完全與中生代末期之花崗岩侵入是同步同時，並作為其原動力，文中附一幅中國東南部中生代末期花崗岩之分布與地質構造之關系圖，頗有參考價值。
1936年趙金科在《地質論評》1卷4期上發表《震旦紀地層之分布及其古地理意義》，文中首先肯定了德國魏格納大陸漂移理論並運用葛利普的地極控制論研究震旦紀北半球的海陸分布及古地理，在《震旦紀大地槽及聯合古陸中之位置》一文中論及亞洲東部的古亞洲大地槽，北美西部考得蘭瑞大地槽，與南美安底斯大地槽相互銜接、圍繞北半球大陸周圍的環形狀大地槽：其論點即認為當時大地槽均在陸之邊緣，而環繞分布與理念不同，而當時之大陸為一體，南北美、歐亞非澳各洲均屬相連，即大家所熟悉的聯合古陸（Paugoca）。
1937年謝家榮繼葉良輔等之《北京西山地質志》後，在《地質論評》2卷上發表《北京西山地質構造》，文中認為北京西山地質構造自西北向東南有兩個背斜層，其間有清水尖廟安嶺之向斜層為最高峰，北嶺的向斜層及房山周口店背斜層等，都是這個區域的重要構造，文中也論及到陳凱所發現的逆掩斷層。
1941年李四光在《地質會志》上發表《廣西台地構造之輪廓》（21卷1期）。
1944年劉國昌在《會志》上發表《貴州威寧水城之地質構造》，曾繁印在《會志》上發表《瓦山峨嵋山區之地質構造》（1940年）。
1944年張壽常在《地質會志》（24卷1-2）上發表《談小型構造》及《岩石解理之生成及其在地質現象上之應用》（《會志》26卷，1946年）。
1944年張文佑發表《X及T式節理初記》（《會志》24卷3-4期），文中論及X型節理的生成，論述了大量模擬試驗工作和數據，相繼還發表《測量節理應注意的幾點》（1948年）以及《劈理節理發育初步探討》（《地質論評》15卷1-3期），反映出他在李四光老師指導下所取得地質力學方面的成果。
1945年黃汲清在《地質專報》第20號上發表名著《中國主要地質構造單位》（On Major Teatonic Forms of China）。黃先生在多年前研究的基礎上，採用地槽—地台單位的內涵，按歷史分析和建立起的獨道的分析法，對中國大地構造特徵進行了總結，提出幾個前寒武紀地塊，特別中朝地塊等。
地塊概念系1922年阿爾崗（E.Argand）所創用，諸如：印度地塊（Serindia）和震旦地塊等；在闡述褶皺中論及到加里東褶皺、華力西褶皺、印支褶皺，燕山褶皺和喜馬拉雅褶皺及其分布特徵，論述中著重強調新中生代的基底褶皺的影響和作用，認為這是形成中國東部獨特的多旋迴構造，並創造性把亞洲劃分為：太平洋式和特提斯、喜馬拉雅式三個主要構造型式，以活動論觀點論述了它們之間的相互關系，文中編繪有《中國及鄰區大地構造圖》。
該文後來以專著形式出版，是一部流傳廣遠的中國地質構造名著，是國內外賦有盛名的論著，有英文版和俄文版，俄文版由著名大地構造學家沙茨基院士作「序」，做了高度評價。
1944年王超翔在《地質論評》上發表《雲南東北地質構造及其與雲南弧之關系》（9卷1-2）。
1948年徐鐵良在《論評》上發表《「秦嶺弧」構造之我見》（13卷1-2）。
1948年孫殿卿、徐煜堅在《地質論評》上發表《豫皖邊境長山一帶東西向構造帶與南北向構造線之反接現象》（13卷1-2）。
1948年李春昱在《地質論評》上發表《褶皺現象和動力來源的關系問題》（14卷4-6）。
1949年梁文郁在《地質論評》上發表《祁連山西段之近代運動》（14卷4-6）。
1948年李四光發表《新華夏海之起源》（第18屆國際地質大會上的論文集，第53-62頁，《地質論評》13卷5-6）。
1949年李四光發表《中國的造山歷史和構造輪廓》（第7屆太平洋科學會議錄第2卷，26-44頁，紐西蘭出版）。
總之，從以上所述，中國地質學家經過半個世紀以來對造山運動，特別是燕山運動傾注過大量精力的研究，取得新的認識。燕山運動（Yanshanian movement），翁文灝於1927年以燕山為標准地區創名，原義代表侏羅紀末期，白堊紀初期產生的不整合、火成岩活動和成礦作用。1929年翁文灝又將燕山運動劃分為A.B兩幕，分別代表前髫髻山組、前王氏組的不整合。丁文江（1929年）把燕山運動分為三幕，其中把晚三疊世瑞替剋期後的印支運動稱為燕山運動的第一幕。謝家榮（1936年、1937年）將燕山運動分為五期，分別以前門頭溝組、前九龍山組、前東鄰台組、前坨里組、前長辛組的不整合或假整合為代表。李四光（1939年）在燕山運動名下分為六個幕，它從中三疊世末，一直延續到白堊紀末。張文佑等（1941年）將燕山運動包括寧鎮、興安、閩浙三次地殼運動。黃汲清（1945年）認為謝家榮的燕山運動第一幕應屬印支旋迴，並將北京西山區的燕山運動分為前九龍山組與髫髻山組、前坨里組、前長辛店組三個幕。後來（1960年）黃汲清又將中國東部的燕山運動分為五期，並認為燕山運動是中國東部、蘇聯遠東和西伯利亞的主要造山運動，甚至波及到中國西部。李春昱（1948—1951年）把燕山運動只作為侏羅紀晚期，或侏羅紀末、白堊紀初的一個幕，後來（1964年）他又將其限定是侏羅紀—白堊紀間的地殼運動。趙宗溥（1959年、1963年）先後將中國東部的燕山運動劃分為三個和六個造山幕，並認為此運動延續到始新世。
燕山運動為整個侏羅紀、白堊紀期間廣泛發生於我國全境的重要構造運動，主要表現為褶皺斷裂變動、岩漿噴發侵入活動及部分地帶的變質作用；在不同的構造部位，燕山運動的強度表現形式有著明顯的差別，如就我國東部以至整個西濱太平洋帶來說，燕山期的構造變動與岩漿活動有著愈向太平洋方向愈加強烈的演變規律。燕山期的地殼運動與構造變動具有長期性與多幕性相統一、漸進與激化相交替的特點，與此相應，燕山期的岩漿噴發與侵入活動具有多期次性的特點。燕山期為我國重要的形變期與成岩、成礦期，也是我國基本構造格架的形成期與改造期。目前看來，燕山運動不僅為我國的重要地殼運動，而且這一時期地地殼運動對整個環太平洋帶以及部分特提斯帶等都有著重要的影響，因而燕山運動應屬洲際性的重要構造運動。
【說明】以上主要內容取錄自《地質辭典》（一）392頁，地質出版社，1983年。
根據最近，中國地質學院研究員董樹文先生對「燕山運動」的定義進行了重新釐定，並發表《「燕山運動」新定義重塑東亞大陸構造演化史》專題，有關專家認為，這項研究重塑了東亞大陸構造演化歷史，重新釐定了燕山運動的定義，是我國近年來中新生代構造演化研究的新成果，深化了對東亞大陸力學過程的新認識。
「燕山運動」是翁文灝先生1927年在東京泛太平洋科學大會上最早命名的，作為陸內造山的典型記錄，「燕山運動」已經成為中國地質學家對世界地質科學理論貢獻的經典。幾十年來，燕山運動的概念在我國廣泛應用，並在構造運動波及范圍、精細過程與定年和動力學起因等方面不斷發展和進步。但在學界也明顯存在許多，甚至根本性的分歧。但董樹文先生在文中表示：
「隨著近年華北地塊周邊和中國東部構造地質研究的重要進展和高精度同位素測年數據的累積，以及東亞深部地球物理探測計劃的實施，我們能更加全面審視侏羅紀構造演化及其區域動力學機理，從多層面詮釋燕山運動的內涵及其動力學本質。」
根據董樹文的研究，在1.65億年中—晚侏羅世前後，東亞構造體制發生了重大轉換，西伯利亞板塊向南、太平洋板塊向西、印度洋板塊向北東同時向中朝板塊匯聚，形成了以陸內俯沖和陸內多向造山為特徵的「東亞匯聚」構造體系。在這一過程中，晚侏羅紀大陸內匯聚，導致岩石圈急劇增厚，隨之引發早白堊世岩石圈垮塌和大規模岩漿火山作用，中侏羅紀燕遼生物群向早白堊世熱河生物群發生更替，成為中國大陸和東亞重大構造變革事件，這是燕山運動的基本內涵。
據了解，燕山運動時期是我國最重要的成礦期，伴隨著大規模構造運動導致岩漿侵入—火山爆發作用，約80%的大中型金屬礦床在這一階段形成。同時構造作用形成地質環境的巨變導致燕遼生物群的更替，「燕山期」也成為生物進化的激變期。因此「燕山運動」在我國甚至在東亞具有特殊的地質意義，是全球中生代構造演變的重大事件。
【致謝】有關上述引文，參考了中國地質科學院網站。
I. 中國大陸地震構造及現今地球動力學若干問題
葉洪陳國光郝重濤周慶
（中國地震局地質研究所，北京100029）
摘要在現今地球動力學體制下，中國大陸板塊內部的構造活動表現為6個各具特色的構造運動及內部變形的一級塊體（青藏塊體、甘新塊體、東北塊體、華北塊體、華南塊體及東南沿海塊體。中國大陸地震活動與現代構造運動受制於特提斯－喜馬拉雅構造帶及西太平洋構造帶兩方面的影響。中國大陸西部現代構造運動的力源主要來自印度板塊與歐亞板塊的碰撞，而中國大陸東南地區及東北地區則主要分別受菲律賓海板塊及太平洋板塊的影響。華北的情況比較復雜，太行山以西的華北西部以特提斯－喜馬拉雅構造帶的影響為主，郯廬帶以東的華北東部以西太平洋構造帶影響為主，介於以上兩者之間的華北中部地區可能是兩種影響混雜的過渡地帶。大陸板內各個塊體之間的邊界在很多段落上表現出彌散性變形的特點，它們之間的相對運動幅度是有限的，這些都與岩石圈大板塊之間的相對運動及變形方式有很大不同。在上述塊體內部，應變能的釋放主要沿著原有的構造軟弱帶進行。在中國大陸東部的各個塊體內古裂谷或被動大陸邊緣的地殼頸化帶是最重要的構造軟弱帶。而在中國大陸西部，一些古生代以來褶皺帶的主邊界斷裂或主中央斷裂仍是當地主要的構造軟弱帶。大地震往往沿著上述構造軟弱帶成帶狀分布。板內大地震復發間隔的統計結果表明，中國大陸板內塊體運動及變形的速率比板塊邊界要小一到兩個數量級，這對板內塊體運動學模型是一個重要的限定。
關鍵詞地震構造地球動力學中國大陸
1引言
從本世紀初阿爾岡（E.Argand）最早提出喜馬拉雅大陸碰撞的設想算起，中國大陸地球動力學問題的研究已經經歷了中、外學者好幾代人的努力。到目前為止，這仍是世界上地球動力學研究的一塊熱土。各種科學基金及國際協作組織爭相立項，各國地球科學家紛至沓來，都想在中國大陸內部地球動力學的研究中佔有一席之地。
中國大陸的這一科學魅力首先來自於它在全球構造格架中所佔的獨特的構造位置（圖1）。從全球構造的角度看，中國大陸正好處在目前世界上最大的兩條全球規模巨型擠壓構造帶：特提斯－喜馬拉雅構造帶與環太平洋構造帶的接合部位。特提斯－喜馬拉雅構造帶代表著全球規模南、北大陸的聚斂與碰撞，它橫貫歐、亞、非三洲自西向東延伸，在中國大陸內部東經104°附近嘎然終止。這一巨型構造在這里的突然收尾，顯然是因為受到了近南北向西太平洋構造帶的阻擋，在這里它的巨大的近南北向壓縮變形必須以某種方式與西太平洋邊緣近東西向板塊聚斂運動影響下的中國大陸東部構造變形相協調。
圖1中國及鄰區現代板塊及板內運動示意圖
中國大陸地質的另一個重要特點是它本身的復雜拼合結構。中國大陸既不同於典型的北大陸地塊（如西西伯利亞、俄羅斯），也不同於典型的南大陸地塊（如非洲、澳大利亞、南美等）。它是由部分北大陸碎塊、部分南大陸碎塊以及若干位於南、北大陸之間的小陸塊拼合而成的。在漫長的拼合歷史過程中，圍繞著相對比較剛性的古陸塊形成了大量相對比較韌性的不同年齡褶皺帶。
中國大陸基底這種軟硬相間的拼合結構，加上上述兩個超級構造動力學系統在這里的強烈對抗與相互協調，必然使其現代構造運動及變形表現出獨特的復雜性及多樣性。中國大陸內部一系列令世人矚目的現今地球動力學現象就是在這樣的構造背景下發生的。例如：青藏高原的快速隆升、縮短、地殼增厚及向東擠出；天山、阿爾泰山的再生隆起與塔里木、准噶爾盆地邊緣的快速沉降；華北一系列新生代裂谷盆地的拉開與遷移；華南地塊的持續緩慢隆升及東移；菲律賓海板塊與歐亞板塊在台灣東部斜向碰撞及其在中國東南沿海引起的擠壓剪切變形等，這些都與在現今地球動力學體制下中國大陸內部軟硬相間塊體間的相對運動有關。這些熱點課題的研究不僅具有區域性意義，而且對於認識整個地球大陸岩石圈構造行為及變形機制具有普遍意義。
地震構造分析歷來是研究現今地球動力學的一個重要途徑，從構造地質學的角度來看，地震就是岩石圈構造變形過程中的破裂－錯動事件。目前已有日趨成熟的地震地質學及地球物理學方法可對地震與構造的關系進行系統研究，包括各次地震的構造力學背景、震源破裂過程以及地震活動在最近地質歷史時期的時空分布規律等。這些研究成果對認識大陸內部現今地球動力學過程，特別是大陸內部塊體相對運動及塊體內部變形無疑具有十分重要的意義。
近十多年來，配合聯合國國際減災10年計劃，我國在地震區劃、重大工程及城市地震危險性分析等方面開展了廣泛的工作，這些工作涉及到地震構造方面的一系列基礎研究。由此產生的大量研究成果，是我們進一步認識中國大陸現今地球動力學過程的新的基礎。在本文中，作者想應用近年來在地震區劃及工程地震工作中積累與收集到的各種地震活動性、震源機制、古地震、大地震地表破裂及形變帶等資料，對中國大陸地震構造特徵作一次再分析，在此基礎上，從地震構造的側面對中國大陸現今地球動力學研究中大家關心的某些問題作概要的討論。
2中國地震構造分區及大陸板內塊體
地震的空間分布曾是確定現代岩石圈板塊邊界的重要依據，同樣，大陸板塊內部現代構造運動的塊體性，在地震的空間分布上也有相應的反映。但是，由於板內地震分布的彌散性，情況比較復雜，研究方法也應有所不同。對於岩石圈板塊，一般根據巨型地震帶的展布，就可以相當明確地劃分板塊邊界，而對於板內塊體，除了需要考慮地震空間分布外，還需要更多地從地震構造的區域特點上去進行分析，也就是首先需進行地震構造分區。
根據地震空間分布及地震構造的區域性特點。我們將中國劃分為以下10個地震構造區（圖2）：甘新地震構造區、青藏地震構造區、喜馬拉雅地震構造區、東北地震構造區、華北地震構造區、華南地震構造區、東南沿海地震構造區、台灣中西部地震構造區、台灣東部地震構造區、南海地震構造區。
上述10個地震構造區中，有兩個地震構造區，即喜馬拉雅地震構造區及台灣東部地震構造區分別與喜馬拉雅板塊碰撞帶及台灣東部板塊碰撞帶相對應。另有兩個地震構造區，即台灣中西部地震構造區及南海地震構造區，可看作是板緣及板內構造區的過渡。其餘的6個地震構造區則具有板內地震構造區的性質。
將這6個板內地震構造區的位置與前寒武紀結晶基底的分布進行對比，可以看出，上述板內地震構造區大多都是以一兩個前寒武紀古陸塊為核心，古陸地之外，一般圍繞著古生代以來的褶皺帶。例如：華北地震構造區是以著名的中朝地台為核心的；東北地震區以松嫩地塊為核心，周邊為古生代褶皺帶；華南地震構造區以揚子地台西部為核心，東側圍繞有古生代褶皺帶；東南沿海地震構造區大致以華夏古陸塊為核心；甘新地震構造區由塔里木地台、准噶爾地塊以及發育其間的古生代褶皺帶組成；青藏地震構造區的情況比較特殊，它主要是由古生代以來各個時代的褶皺帶組成，但其中夾雜著一系列較小的古陸塊，如：柴達木地塊、羌塘地塊、岡底斯地塊、松潘－碧口地塊等。上述各個地震構造區具有各自獨特的現代構造應力場特徵、地殼變形和地震能量釋放方式以及塊體運動方向。因此應被看作是在現代構造運動體制下中國大陸板內的一級塊體。
圖2中國震中分布及地震構造分區
Ⅰ—甘新一級地震構造區；Ⅱ—青藏一級地震構造區；Ⅲ—喜馬拉雅地震構造區；Ⅳ—東北一級地震構造區；Ⅴ—華北一級地震構造區；Ⅵ—華南一級地震構造區；Ⅶ—東南沿海一級地震構造區；Ⅷ—台灣中西部地震構造區；Ⅸ—台灣東部地震構造區；Ⅹ—南海地震構造區
這些大陸板內塊體的邊界一般沿襲先存的斷裂帶或古陸塊縫合線發育，但並不一定與前期構造單元的邊界完全吻合。
與板塊邊界的情況不同，板內塊體邊界的地震活動性在許多段落上表現出明顯的彌散性，地震活動的強度也很不均勻。依據地震活動性的強度及分布特點可以將板內一級塊體的邊界分為三種類型：
（1）線性快速運動邊界。例如青藏塊體北邊界，沿著阿爾金斷裂、祁連山山前斷裂發生大規模走滑運動，地震密集分布，這類板內塊體邊界，類似於板塊邊界，邊界兩側塊體間的相對運動速率較大，最大可達到1cm/a左右的量級。
（2）彌散型運動邊界。例如青藏塊體東緣及華北塊體與華南塊體邊界的西段，地震沿著多條斷裂呈寬頻狀分布，塊體間的相對運動，總體來說可能有相當大的幅度，但位移不是沿著一、兩條主幹斷裂發生的，而是通過有相當寬度的彌散型變形（distributed deformation）來實現的。
（3）微弱運動邊界。例如華北塊體與東北塊體的邊界，華北塊體與華南塊體邊界的東段，華南塊體與東南沿海塊體之間的邊界，地震活動性不強，塊體間的相對運動微弱。
板內塊體邊界地震活動的這些特徵說明大陸板塊內部塊體的相對運動與板塊間的運動相比，在活動強度與方式上均有很大差別。
3中國大陸板內一級塊體運動模型
在現今地球動力學體制下，中國大陸內部的各個板內塊體，都以各自不同的方式進行著相對運動及內部變形調整[25]。地震的震源機制解及大地震所產生的地表破裂帶為研究大陸內部現代構造應力場及塊體構造運動模型提供了重要依據（圖3、圖4）。根據我國大量地震震源機制解[5]及50多個大地震的地表破裂帶[3,4,23,27～29,31～36]，我們對大陸內部塊體的現代構造運動得到如下認識：
中國西部受印度板塊推擠向北運動，總的來說表現為近南北方向的地殼壓縮變形並相對於中國東部向北作右旋扭動。其南部的青藏塊體內主要是由古生代以來各個時代的褶皺帶組成。雖然內部及邊緣有小塊古陸塊捲入，但總的來說比較韌性，因此，內部變形調整量較大，整個塊體發生強烈壓縮變形，地殼加厚，地面隆升。由於它處在特提斯－喜馬拉雅構造帶的尾部，南北向擠壓具有明顯的不對稱性，其西側的擠壓強於東側的擠壓，造成青藏塊體在向北運動過程中同時向東呈喇叭型擠出，其北部向北東東方向運動，其南部向南東東方向運動。位於青藏地塊以北的甘新塊體主要由剛性較強的古陸塊組成，在古陸塊之間夾持著相對比較韌性的褶皺帶。在青藏塊體的推擠下，甘新塊體向北運動，現代構造應力場主壓應力方向近南北向，內部變形調整主要表現為古陸塊間的褶皺帶的壓縮變形與地殼增厚，致使原來已經夷平的天山、阿爾泰等古生代褶皺帶上升形成再生山脈。
圖3中國地震震源機制解
圖4中國大地震地表破裂帶
中國大陸東部的基底由松遼、華北、揚子、華夏等古陸塊及圍繞著這些古陸塊的古生代至早—中生代褶皺帶組成。以上述古陸塊為核心，自北向南形成東北塊體、華北塊體、華南塊本及東南沿海塊體，其中受西部動力學過程影響最大的是華北塊體。華北塊體的西部現代構造應力場主壓應力方向為北東東向。受甘新塊體及青藏塊體向北及北東方向運動的影響，沿著近南北及北北東方向的斷層發生右旋張扭運動並在尾端形成北東或近東西向的拉張盆地。這一運動形式在太行山以西表現得最為典型，並可部分影響到郯廬帶以西的華北中部地區。郯廬帶以東的華北東部地區現代構造應力場主壓應力方向為近東西向，地震斷層往往表現為北東及北西兩組共軛剪切斷層的活動，這一情況與華北西部地區的以北北東向右旋扭動為主的張扭性活動方式明顯不同，說明華北東部地區的現代構造活動主要是受西太平洋邊緣板塊運動的影響。震源機制結果還表明：這一來自西太平洋邊緣構造帶的影響可以越過郯廬帶影響到華北中部地區。因此位於太行山以東及郯廬帶以西的華北中部地區是受東西兩種影響混雜的過渡地帶。以華夏古陸殘塊及沿海晚古生代，早中生代褶皺帶為基底的東南沿海塊體明顯受到菲律賓海板塊呂宋弧與台灣陸殼碰撞的影響，現代構造應力場主壓應力方向為北西西向，沿海有一系列等間距排列的北西－北北西向張扭性斷裂及北東東向壓扭性斷裂，北東走向的山地緩慢隆起，地震活動強度從沿海向內陸海逐漸減弱。位於東南沿海塊體與青藏塊體之間的華南塊體其西半部基底為揚子古陸塊，東半部基底由加里東褶皺帶組成。在東南沿海塊體及青藏塊體的東西兩側擠壓下緩慢隆升，現代構造應力場主壓應力方向也為北西向，但現代構造活動較弱，是中國大陸地震活動強度最低的塊體。東北塊體的基底為松嫩古陸塊及其周圍的褶皺帶，受太平洋板塊俯沖及日本海小板塊反向俯沖的影響，現代構造應力場主壓應力方向為近東西向。
4大陸塊體內部變形及應變能釋放方式
4.1塊體內部構造軟弱帶
地震的空間分布表明中國大陸板塊內部應變能的釋放除了沿著上述板內一級塊體的邊界進行外，還有相當一部分是在塊體內部沿著各種先存的構造軟弱帶進行的。當先存的構造軟弱帶方向與現代構造應力場最大剪應力方向相近時，具有最大的活動性。
中國大陸東部的前寒武紀古陸塊特別是華北地塊，在中、新生代時期曾普遍遭受過裂谷作用的改造。在裂谷強烈擴張時期，沿著裂谷帶上地幔軟流圈上拱，地殼減薄，形成地殼頸化地帶[17]。地殼頸化帶是中國大陸東部重要的構造軟弱帶，華北的板內大地震大多沿著這些地殼頸化帶展布。例如，汾渭帶、銀川－河套帶、華北平原帶、郯廬帶中段等。東南沿海最重要的一條地震帶——廣東濱海地震帶，則與南海第三紀擴張時形成的被動大陸邊緣地殼頸化帶有關。
在中國大陸西部，一些晚古生代或中生代褶皺帶的主邊界斷裂或主中央斷裂仍是當地最重要的構造軟弱帶，許多大地震沿著這些地帶分布。
4.2塊體內部主要變形方式
4.2.1走滑及共軛剪切網路
從地震震源機制及大地震地表破裂及變形帶上可以看出，走滑斷層作用是中國大陸板內地塊內部最常見的變形方式。無論是中國東部地區還是西部地區，大部分地震都是以走滑錯動分量為主的。走滑一般沿著那些與現代構造應力場的最大剪應力方向相近的原有構造軟弱帶發生。由於最大剪應力是成對出現的，因此在適當的條件下會形成各種規模的共軛剪切網路。例如，在華北地塊的中部，主壓應力方向以北東東向為主，地震大多沿著北北東向古近紀古裂谷地殼頸化帶及北西西向古裂谷橫向斷裂發生，形成銳角指向北東東的共軛剪切網路。在東南沿海地塊存在著銳角指向北西西的較小規模的共軛剪切網路。
4.2.2走滑拉分
走滑斷層引起的尾部拉張或錯列部位拉張，是中國大陸東部地區常見的另一種塊體內部變形方式。中國大陸東部有一部分地震的震源機制解具正斷層性質，它們都是由走滑拉分引起的。特別是華北地塊的西部，因受到青藏地塊向東北方向的推擠，沿著北北東方向及近南北向的右行走滑斷層發育一系列北東走向至近東西走向的走滑拉分盆地。這些盆地的邊緣及內部主要斷層大多以正斷層或正－走滑斷層為主。例如圖3所示河套盆地1979年五原地震，即是典型的正斷層。
4.2.3逆沖及地殼縮短
在中國西部，除了走滑斷層引起的地震外，尚有相當一部分地震是由逆沖斷層引起的。例如圖3所示的1963年烏恰地震、1965年烏魯木齊地震、1969年烏什地震，以及1985年烏恰地震等。地震資料還表明，在中國西部即使是走滑斷層性質的地震也往往都含有逆沖斷層的分量。由此可見，逆沖作用以及與此相伴的地殼縮短作用在中國西部板內地塊內部的變形中起了重要作用。可以這樣說，在中國西部，板內塊體內部變形及應變能的主要釋放方式是走滑加逆沖，而在中國東部，則是走滑加拉分，兩者形成明顯對比。
4.2.4塊體旋轉
近來塊體旋轉在大陸板內塊體運動及內部變形中所起的作用日益受到重視。一些研究結果曾指出華北地塊西部的鄂爾多斯塊體存在著反時針旋轉。另一些研究結果則指出在青藏地塊的東緣，存在著一系列北西向小地塊的順時針旋轉。我們設想由於板內塊體運動受到周圍環境的限制，不可能像岩石圈板塊那樣作大幅度的平動，因而往往需要用塊體轉動來調整各自的位置及釋放應變能量。
著名的「南北地震帶」沿著特提斯－喜馬拉雅構造帶收尾的部位展布。它是中國西部大陸相對於東部大陸作右旋扭動的結果。沿著南北地震帶，發生較多的塊體旋轉不是偶然的，它說明塊體旋轉可能在調節中國西部及東部這兩個截然不同的構造變形區方面，起了相當重要的作用。由於西部大陸相對東部大陸作右旋扭動，因此南北地震帶以西的塊體轉動多為順時針方向，其以東的塊體旋轉多為反時針方向。
5大地震復發周期與板內塊體運動及內部變形速率
近十多年來迅速發展起來的史前地震研究對現有地震資料是一個極有意義的補充與外延，它不但大大拓寬了我們對地震空間分布的視野，並且使我們對地震事件在最近地質歷史時期的時、空分布規律開始獲得某些認識[24,26]。
我國現在通過野外地震地質考察發現並進行過年代測定的全新世史前地震遺跡已達近百處[6]。在很多地方通過詳細的槽探工作，證實了史前地震事件的多次重復，並採用14C，熱釋光，ESR等多種測年手段估算了大地震的復發間隔。
從表1列出的史前地震復發間隔時間可以看出，青藏塊體及其周邊大地震的復發間隔一般在1000～2000a；甘新塊體大地震的復發間隔約為2000～3000a；華北塊體的大地震復發間隔一般為2000～5000a或更長，這與板緣地震帶大地震復發間隔僅為100～200a相比，相差了一到兩個數量級，這一事實與上面提到的板內塊體邊界運動的彌散性及微弱性均表明大陸板內塊體的相對運動速率及規模是有限的。在周邊板塊的推擠下，中國大陸內部塊體之間存在著一定幅度的相對運動，並以此來調節板塊間的運動，但是否像某些外國學者所認為的那樣普遍存在水平運動年速率高達厘米級的大陸擠出運動（continental escape），看來是很值得商榷的。
表1中國大陸史前地震事件重復間隔
從大震復發間隔的時間來看，可以認為在中國大陸內部年速率達厘米級的板內塊體水平運動是很個別的。板內一級塊體的邊界及內部主要活動斷裂一般具有毫米級的水平運動速率，西部較高、東部較低。同時在中國大陸東部相當普遍地存在著低於毫米級的緩慢或極緩慢板內斷裂活動。需要指出的是，在這里「緩慢」或「極緩慢」僅只是相對於板緣的活動速率而言的。這些「緩慢」或「極緩慢」的板內斷裂活動同樣可以造成破壞性地震的發生並留下各種構造形跡，只不過其復發周期相對較長，時間非線性特徵更加復雜而已。而這，正是板內地震預報及工程地震安全性評價的難點之所在。
6結語
地球動力學研究的進展，在很大程度上依賴於觀測技術的發展。在某種意義上甚至可以說，有什麼樣的觀測技術，就會有什麼樣的地球動力學。
盡管近十多年來，人們在深部探測、地球物理資料解釋、空間技術的應用、地球化學及地質測年技術方面取得不少重要進展。但是應該看到，就整體而言，我們對地球深部的探測能力及對地質歷史的追溯能力目前仍然是相當有限的。存在著許多觀測能力上的「盲區」及「模糊區」。在這種情況下，目前的不少推斷與解釋（包括本文中提出的一些認識）只具有階段性的意義，其中有一些日後可能被證實為不充分資料基礎上的誤解。
在未來的一二十年內，地球動力學研究能取得多大進展不完全取決於地球科學家的努力，它在很大程度上還取決於人類整體科學技術水平所能提供給地球科學家的技術支持能力。不過，作為一個地球科學家也不應該僅僅只是等待別的學科的發展給自己帶來新的「技術利劍」，而應該主動地到別的學科的武器庫中去尋找，應該主動跟蹤別的學科的技術發展前沿，或者再加上自己的「創意」，組裝出地球科學新一代的「干將」與「莫邪」。
致謝本論文是在國家自然科學基金項目（編號49572155）及中國地震局重點項目（編號85-07-01及95-05-02）的支持下完成的。作者感謝丁國瑜、馬宗晉、汪一鵬、鄧起東、張裕明、時振梁、高維明，多年來在地震地質工作中給予的各種支持與幫助，感謝北京大學錢祥麟老師在中國區域構造及大陸結晶基底方面給予的熱情指教。此外，周永東、楊文龍、張華等曾在不同程度上參與本項工作，在此一並致以誠摯謝意。
參考文獻
[1]J.P.Avouac,P.Tapponnier,M.Bai,H.You and G.Wang.Active thrusting and folding along the northern Tien Shan and late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Kazakhstan.Jour.Geophys.Res.,1993,98:6755～6804.
[2]J.P.Avouac,P.Tapponnier.Kinematic model of active deformation in central Asia.Geoph.Res.Lett..1993,20:895～898.
[3]鄧起東，陳社發，趙小麟.龍門山逆斷裂帶中段的構造地貌學研究.地震地質，1994,16（4）:389～403.
[4]Ding Guoyu.The inhomogeneity of Holocene faulting.Earthquake Res.in China,1991,5:95～105.
[5]國家地震局中國地震區劃圖編委會.中國及鄰區地震震源機制圖.北京：地震出版社，1991.
[6]國家地震局中國地震區劃圖編委會.中國及鄰近海域活動構造圖.北京：地震出版社.1991.
[7]P.England and P.Molnar.Right-lateral shear and rotation as the explanation for strike-slip faulting in eastern Tibet.Lett.to Nature,1990,344:140～142.
[8]W.E.Holt,M.Li and A.J.Haines.Earthquake strain and instantaneous relative motions within central and eastern Asia.Geophys.J.Int.,1995,122:569～593.
[9]J.G.John.Tectonics of China:continental scale cataclastic flow.Mechnical Behavior of Crustal Rocks.Geophysical Monograph,1981,24:98～105.
[10]P.Molnar.The Geologic history and structure of the Himalaya.American Scientist.1986,74:144～154.
[11]P.Molnar.Continental tectonics in the aftermath of plate tectonics.Nature,1988,335（8）:131～137.
[12]G.Peltzer and P.Tapponnier.Formation and evolution of strike-slip faults , rifts.and basins ring the India-Asia collision:an experimental approach.Jour.Geophys.Res..1988,93（B12）:15085～15117.
[13]G.Peltzer.P.Tapponnier and R.Armijo.Magnitude of late Quaternary left-lateral displacements along the north edge of Tibet.Science,1989,246:1285～1289.
[14]H.Z.Wang and X.X.Mo.An outline of the tectonic evolution of China.Episodes,1995.18（1＆.2）:6～16.
[15]Y.P.Wang and X.Y.Ma.Basic characteristics of active tectonics in China.Episodes,1995.18（1＆.2）:73～76.
[16]X.C.Xiao and T.D.Li.Tectonic evolution and uplift of the Qinghai-Tibet Plateau.Episodes.1995,18（1＆.2）:31～35.
[17]H.Ye,B.T.Zhang and F.Y.Mao.The Cenozoic tectonic evolution of the Great North China:two types of rifting and crustal necking in the Great North China and their tectonic implications.Tectonophysics,1987 ,133:217～227.
[18]H.Ye,Y.D.Zhou,Q.Zhou,W.L.Yang,G.G.Chen and C.T.Hao.Study on potential seismic sources for seismic zonation and engineering seismic hazard analysis in continental area.IASPEI Publication Series for the IDNDR,1993,3:473～478.
[19]H.Ye.G.G.Chen,Q.Zhou.Study on the intraplate potential seismic sources.Prceedings of 5th ICSZ,Presses Academiques,1995,1424～1431.
[20]Y.Q.Zhang.P.Vergely and J.Mercier.Active faulting in and along the Qinling Range（China）inferred from SPO Timagery analysis and extrusion tectonics of south China.Tectonophysics,1995,243:69～95.
[21]曾融生，朱露培等.華北盆地強震的震源模型兼論強震和盆地的成因.地球物理學報，1991,34（3）:288～301.
[22]J.D.Zheng.Significance of the Altun Tagh fault of China.Episodes,1991,14（4）:307～312.
[23]丁國瑜（主編）.中國活斷層圖集.北京：地震出版社，1989.
[24]丁國瑜.第四紀斷層上斷裂活動的群集及遷移現象.第四紀研究，1989,（1）:36～47.
[25]丁國瑜，盧演儔.對我國現代板內運動狀況的初步探討.科學通報，1986,（18）:1412～1415.
[26]丁國瑜.全新世斷層活動的不均勻性.中國地震，1990,6（1）:1～10.
[27]鄧起東等.新疆獨山子—安集海活動逆斷裂帶晚第四紀活動特徵及古地震.見：活動斷裂研究（1）.北京：地震出版社，1991.
[28]馬杏垣等.中國岩石圈動力學綱要，1∶400萬中國及鄰近海域岩石圈動力學圖說明書.北京：地質出版社.1987.
[29]馬宗晉等.1966～1976中國九大地震.北京：地震出版社，1984.
[30]葉洪等.喜馬拉雅地區的地震活動性與近期地殼運動.地震地質，1981,3（2）.
[31]任金衛等.則木河斷裂帶北段地震地貌及古地震研究.地震地質，1989,11（1）.
[32]汪一鵬等.寧夏香山－天景山斷裂帶晚第四紀強震重復間隔的研究.中國地震，1990,6（2）.
[33]國家地震局鄂爾多斯活動斷裂系課題組.鄂爾多斯周緣活動斷裂系.北京：地震出版社，1988.
[34]楊章.新疆特克斯—昭蘇地震斷層的發現及有關問題的討論.地震地質，1988,7（1）.
[35]高維明等.1668年郯城8.5級地震的發震構造，中國地震，1988,4（3）.
[36]虢順民等.1515年雲南永勝地震形變帶和震級討論，地震研究，1988,11（2）.
J. 青藏高原北緣及其鄰區中新世構造變形及其成礦作用
新疆以「三山夾兩盆」為典型的地貌構造格局（圖2-6-1），阿爾泰、天山與青藏高原北緣的昆侖-阿爾金山組成了中國西部宏偉的山系，呈現明顯的正地形；其間以准噶爾、塔里木兩盆地為代表，呈明顯下陷的負地貌。現有研究資料表明，這種地貌構造格局是新疆新生代構造運動的結果。
圖2-6-1 中亞地區地貌及其主要斷裂分布簡圖
①伊犁盆地；②費爾干納盆地；③錫爾達林；④楚薩雷蘇；⑤卡茲庫姆
從總體上分析，新疆的三大山系，除山間的盆地外，新生代構造活動都很強烈，兩大盆地，即塔里木盆地和准噶爾盆地新生代構造運動相對不強（圖2-6-2），根據砂岩型鈾礦成礦條件分析，塔里木盆地、准噶爾盆地屬於砂岩型鈾礦有利的成礦區域，天山的一些山間盆地，如伊犁盆地、吐哈盆地、庫米什盆地等，由於新生代構造活動相對也比較弱，也是有利的成礦區域，並在這些盆地已經發現多處礦床或礦化點。
圖2-6-2 新疆SN向地貌構造剖面圖
本書主要是探討分析新生代構造運動及其對砂岩型鈾礦成礦的控製作用，強調了中新世期間發生於青藏高原北緣及其鄰區的構造變形及其與砂岩型鈾礦成礦的關系；著重敘述了伊犁盆地南部、准噶爾盆地北部頂山地區和塔里木盆地的新生代構造運動特徵及其對砂岩型鈾礦的控製作用。
開始於大約65Ma左右印度與亞洲大陸的碰撞及其隨後的陸陸匯聚作用是新生代亞洲大陸最為重要的構造事件，控制了中國西部乃至亞洲大陸新生代的構造變形。Stock和Molnar等（1988）根據印度洋海底的磁異常條帶，計算分析了印度大陸新生代不同時期的古緯度，推算了印度大陸向北運動的速度；根據古地磁測量結果，Chen等（1993）和肖序常等（2000）推算了拉薩地塊、羌塘地塊等古緯度的位置，進而估算了地殼的縮短量。其結果揭示出印度與亞洲大陸之間在新生代期間的匯聚速率的變化，指示了青藏高原的變形存在階段性特徵。
本書主要根據青藏高原北緣及其鄰區的一些地質資料（圖2-6-1），簡單回顧了發生於中新世的構造變形事件，並初步探討了該期構造事件對中國西部成礦作用的影響。
一、青藏高原南部及其北緣山脈
南中國海（鶯歌海）、中國東海和孟加拉海灣沖積扇等海洋鑽探結果顯示，中新世早期新生代沉積速率突然加快，根據穩定同位素示蹤結果，顯示了青藏高原中南部在中新世早期（25～20Ma）出現了快速的隆升-剝露。磷灰石裂變徑跡測年結果顯示出青藏高原北緣的阿爾金山脈-昆侖山脈在漸新世開始抬升-剝露，中新世早期山脈隆升速率加快；柴達木盆地紅三旱剖面磁性地層學研究結果，揭示在漸新世晚期-中新世早期（28～26Ma）期間，沉積速率加快，推測青藏高原北緣在中新世早期發生了一期次重要的構造事件；盆地沉積-構造變形分析，結合古構造地貌復原，揭示出阿爾金斷裂帶在漸新世晚期-中新世期間發生了斷裂位置的遷移事件；根據沉積學野外實地測量以及室內統計分析，揭示了阿爾金山北西前江尕勒薩依盆地新生代沉積物質的粒度在中新世早期（25Ma）發生急劇變粗，地層中礫岩層比例明顯增加，砂岩碎屑物質成分發生突變，沉積相、沉積環境發生突變，反映了源區地貌和構造性質的改變，指示了源區的快速隆升和剝露事件的發生；江尕勒薩依盆地內新生代沉積物質中碳酸鹽膠結物的δ14C和δ18O值測試結果，推斷高原北緣氣候在中新世早期（25～23Ma）發生了變化，指示了高原經歷了一期快速的隆升。
二、塔里木盆地
現今的塔里木盆地的地勢為西高東低，然而岩相古地理復原分析表明（圖2-6-3、圖2-6-4），塔西南一帶在漸新世期間仍然存在海相地層，而東部當時主要為陸相地層，顯示出當時地勢為東高西低（圖2-6-3）；隨著印亞大陸的匯聚閉合，帕米爾構造結形成，海水自漸新世晚期開始往西退出盆地，盆地內部不再發育海相地層，在塔西南一帶，出現山麓磨拉石沉積，在盆地的東部的滿加爾凹陷、庫車凹陷等地，中新世則為湖相地層（圖2-6-4）；上述分析表明，塔里木盆地地勢從東高西低轉變為西高東低，開始發生於中新世早期，可能直到在中新世末才完成。
圖2-6-3 塔里木盆地漸新世古地理略圖
（據新疆古地理圖集修編）
1—半閉塞—閉塞台地相帶；2—沿岸灘壩相帶；3—潮坪-湖相帶；4—山麓堆積相；5—河流相；6—鹹湖相；7—河湖相；8—粗碎屑沉積；9—碎屑沉積；10—膏泥沉積；11—泥質沉積
三、天山山脈
Hendrix等（1994）的磷灰石裂變徑跡測試結果揭示出天山山脈（中段）在中新世早期（25Ma）發生了快速的隆升剝露作用；西天山地區、博格達地區磷灰石的裂變徑跡測試及其模擬分析，同樣也揭示出西、東天山山脈在中新世早期（25～24Ma）經歷了快速的剝露作用；伊犁盆地為發育於天山造山帶內部的山間盆地。鑽孔和野外實地踏勘證實，在伊犁盆地內部中-新生代地層間存在多個不整合面，代表了多期次構造變形事件的存在；其中最為重要的一期構造是發生在中新世早期的一期構造活動，在伊犁盆地的南部和北部都有發育，以達拉地剖面最為典型，表現為由侏羅系-白堊系組成達拉地向斜構造被上新統不整合覆蓋；在伊犁盆地的東麻扎一帶，中新統直接不整合覆蓋在褶皺變形的二疊紀火山岩之上。
圖2-6-4 塔里木盆地中新統沉積相圖
（據新疆古地理圖集修編）
Ⅰ—沖積扇相；Ⅱ1—辮狀河亞相；Ⅱ2—河流沖積平原亞相；Ⅲ—間隙性湖泊相
四、准噶爾盆地
在准噶爾盆地北部頂山地區，始新世—漸新世烏倫古河組表現為一套半潮濕-半乾旱氣候條件下的河流-沖積扇沉積體系，而中新世索索泉組則為極端乾旱、炎熱條件下的內陸沼澤、湖泊條件下的沉積物質；我們利用岩層中鈣結核的δ14C和δ18O值測試結果，估算C3-C4生態系統，發現該區在中新世早期C4植物類型突然增加，也反映出古氣候、古環境的突變（圖2-6-5）；西准噶爾成吉思汗山脈、薩吾爾山和東准噶爾的克拉麥里山花崗岩的磷灰石裂變徑跡測試結果，推測山脈的剝露發生於白堊紀-古近紀，但是磷灰石溫度-時間反演模擬分析，揭示出山脈的中新世早期構造剝露事件的存在。
五、中新世火山活動
第四紀火山活動在青藏高原及其北緣十分發育，天山造山帶內僅在西天山的托雲盆地內受費爾干納斷裂帶控制，發育有火山活動；在北疆其他地區，僅在阿爾泰青河喬夏哈拉有第四紀玄武岩噴發，Ar-Ar法測年結果為（17.59±0.05）Ma。稀土和微量元素測試分析結果，揭示了該玄武岩具有大陸溢流玄武岩的特點。該火山活動可能體現了青藏高原北緣、塔里木盆地及天山等地中新世早期構造變形事件的遠程效應。
圖2-6-5 准噶爾盆地北部新生代地層中C4植物類型比例圖
六、中新世成礦作用
在青藏高原南部、東南部第四紀成礦作用十分重要，已經發現了多條重要的成礦帶，如三江成礦帶、雅魯藏布江成礦帶；在高原北緣，由於自然條件所限，第四紀成礦作用研究程度嚴重不足。
在中亞地區，砂岩型鈾礦的大規模成礦作用主要發生在新生代。在哈薩克的楚薩雷蘇、錫爾達林和烏茲別克的中央卡茲庫姆等地區，都發育有新生代期間形成的巨型鈾礦集中區；在我國伊犁盆地南緣、吐哈盆地西南緣，也已經發現了多個可地浸砂岩型鈾礦床，在伊犁盆地南緣的庫捷爾太已經建立了我國第一個地浸砂岩型鈾礦采礦基地。現有測年數據表明，伊犁盆地南緣砂岩型鈾成礦年齡主要發生於中新世以後。野外地質調查發現，中新世早期的構造變形對伊犁盆地南緣砂岩型鈾礦成礦的控製作用十分重要：中新世早期的褶皺變形導致了成礦目的層（侏羅系含煤地層）在盆地南部發生傾斜，使盆地南部構成穩定的斜坡帶，形成了完善的地下水補-徑-排體系，為長期大規模的成礦作用提供了構造環境。此外，礦石U-Pb法測年結果，表明吐哈盆地哈密凹陷西南緣在中新世早期（28Ma）也發生了一期重要的鈾成礦作用。
七、小結
總之，發生於中新世早期的構造變形在青藏高原北緣及其鄰區十分普遍，其動力來源應該來自於南側印度板塊與亞洲大陸的碰撞和匯聚作用，與兩大陸之間匯聚速率的變化有關；但是由於存在地域上的差異，構造事件發生的時間也存在差異，往北變形發生的時間變年輕；該期的構造變形導致了青藏高原北緣山脈出現了第一次的快速隆升和剝露，使天山山脈經歷了一期快速的剝露作用，也導致了塔里木盆地地貌地勢的改變，及其相伴隨的塔里木、准噶爾盆地的氣候變化，促使了新疆「三山夾兩盆地」地貌構造格局雛形的形成；與此同時，該期構造變形對我國西部砂岩型鈾礦成礦的控製作用十分顯著，中新世也成為我國新疆中新生代盆地內砂岩型鈾礦大規模成礦作用的起始時間。
參考文獻
陳正樂，劉健，孫知明等.2005.阿爾金山脈新生代剝露歷史-前陸盆地沉積記錄.地質通報，24（4）：8～14
陳正樂，張岳橋，王小鳳等.2001.阿爾金山脈新生代隆升的裂變徑跡證據.地球學報，22（5）：413～418
韓效忠，李勝祥，蔡煜琦等.2004.伊犁盆地新構造運動特徵及其與鈾成礦關系.新疆地質，22（4）：378～381
劉漢彬，夏毓亮，林錦榮等.2004.吐哈盆地砂岩型鈾礦U-Pb同位素地質特徵.地球學報，25（2）：196～198
劉健，陳正樂，張紅喜等.2003.准噶爾盆地西北部中新生代地層成鈾能力探討.地質力學學報，9（3）：241～245
彭希齡.1998.新疆新構造運動的表現和特點.成都理工學院學報，25（2）：169～181
王登紅，李天德.2001.阿爾泰東部新生代火山岩的地球化學特點及構造環境.大地構造與成礦學，25（3）：282～289
王軍.1998.西昆侖卡日巴生岩體和苦子干岩體的隆升-來自磷灰石裂變徑跡分析的證據.地質論評，44（4）：435～442
孫知明.楊振宇.葛肖虹等.2004.柴達木盆地北緣古近系磁性年代學研究進展.地質通報，23（9～10）：899～902
夏毓亮，林錦榮，侯艷先等.2002.伊犁盆地砂岩型鈾成礦同位素地質特徵.鈾礦地質，18（3）：150～154
肖序常，李廷棟主編.2000.青藏高原的構造演化與隆升機制.廣州：廣東科技出版社
新疆維吾爾自治區地質礦產局.1993.新疆維吾爾自治區區域地質志.北京：地質出版社，207～265
尹安.2001.喜馬拉雅-青藏高原造山帶地質演化——顯生宙亞洲大陸生長.地球學報，22（3）：193～230
張前鋒，胡靄琴，張國新等.1994.阿爾泰地區中、新生代岩漿活動的同位素年齡證據.地質化學，23（3）：269～280
Chen Y.，Cogne J.P.，Courtillot V.，Tapponnier P.and Zhu X.Y.1993.Cretaceous paleomagnetic results from western Tibet and tectonic implications.Journal of Geophysical Research，98（B10）：17981～17999
Chen Zhengle Xiaofeng Wang，Yin An，Chen Xuanhua，and Chen Bailin.2004.Cenozoic Left-slip Motion along the Central Altyn Tagh Fault as Inferred from the Sedimentary Record.International Geology Review，46：839～856
Chen Zhengle，Wang Xiaofeng，Feng Xiaohong，et al..2002.New evidence from stable isotope for the uplift of mountains in northern edge of the Qinghai-Tibetan plateau.Sciences in China（B），32（Suppl.）：1～10
Clift P.，Lin J.，and Barckhausen U.2002.Evidence of low flexural rigidity and low viscosity lower continental crust ring continental break-up in the South China Sea.Marine and Petroleum Geology，19：951～970
Hendrix M.S.，Dumitru T.A.，and Graham S.A.1994.Late Oligocene-early Miocene unroofing in the Chinese Tian Shan：An early effect of the India-Asia collision.Geology，22，pp.487～490
Stock J.and Molnar P.1988.Uncertainties and implications of late Cretaceous and Tertiary position of North Amercia relative to the Farallon，Kula and Pacific Plates.Tectonics，7：1339～1384
（陳正樂，宮紅良，李麗）