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1、中國重力場、磁力場與區(qū)域構造
2、地震地質的孕育與誕生
3、近東西向的典
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中國重力場、磁力場與區(qū)域構造
由重力學理論可知,區(qū)域性重力布格異常場的分布形態(tài)和區(qū)域性地質構造,特別是深部構造密切相關。前者是后者在重力場中的反映,而后者又是形成前者的質量異常、擾動源體。在區(qū)域重力布格異常場中,重力異常等值線呈線狀密集的條帶地區(qū),一般是深大斷裂帶、地殼厚度變動的地帶或是造山帶等線性構造帶的反映。而這些深部地殼構造體系,在地表上,則呈現(xiàn)為裂谷、斷裂構造、或者是山系等特征地貌地形。鄧晉福等(2007)在華北三維巖石圈研究中稱為地貌-構造單元。分析表明:布格重力異常梯度帶(異常等值線密集帶),一般與大的山系、斷裂構造帶密切相關。在中國重力布格異常場內的、貫穿中國東部的北東-北北東向大重力異常梯度帶就與一系列的山系,以及斷裂帶系相關(圖2.20)。如:大興安北北東向重力異常梯度帶對應大興安嶺山系及斷裂帶系;內蒙古東-遼寧西重力異常梯度帶對應內蒙東-遼西山系及斷裂帶系;華北北緣燕山重力異常梯度帶對應燕山山系及斷裂帶系;冀西太行山重力異常梯度帶對應太行山山系及斷裂帶系;伏牛山重力異常梯度帶對應伏牛山山系及斷裂帶系;武陵山重力異常梯度帶對應武陵山山系及斷裂帶系;雪峰山重力異常梯度帶對應雪峰山山系及斷裂帶系;桂西北重力異常梯度帶對應桂西北山系及斷裂帶系;長白遼東重力異常梯度帶對應長白山系遼東山系及斷裂帶系;東南沿海浙閩重力異常梯度帶對應東南沿海各山系及斷裂帶系。
以上各重力異常梯度帶基本上都是北東、北北東走向(部分帶段為近東西向),與各山系的延伸分布走向基本相符或相近。
近東西和近北西走向的重力異常梯度帶與對應的山脈山系有:阿爾泰北西向重力異常梯度帶對應阿爾泰山山系及斷裂帶系;天山北麓、南麓重力異常梯度帶對應天山山系及斷裂帶系;喀喇昆侖-昆侖山重力異常梯度帶對應喀喇昆侖山系、昆侖山系;祁連山北麓、南麓重力異常梯度帶對應祁連山系及斷裂帶系;喜馬拉雅南高重力異常梯度帶對應喜馬拉雅山系及斷裂帶系;陰山燕山重力異常梯度帶對應陰山、燕山山系及斷裂帶系;秦嶺大別重力異常梯度帶對應秦嶺大別山系及斷裂帶系;南嶺南北重力異常梯度帶對應南嶺山系及斷裂帶系。
近南北走向的重力異常梯度帶及對應的山系山脈有:
康滇南北向重力異常梯度帶對應康滇南北山系及斷裂帶系
橫斷山系重力異常梯度帶對應滇藏橫斷山系及斷裂帶系
根據航空磁測的資料的解釋原理,航空磁力異常的分布與對應的地區(qū)地面及地下的地層、巖層磁性相關。對于由含磁性較強的地層、巖層或巖體等高磁性擾動源體構成的地質構造單元,如造山帶構造活動形成的山脈、斷裂活動形成的斷裂構造帶,在航磁場中呈現(xiàn)出高磁異常等值線密集的條帶狀高磁異常帶(區(qū))或呈現(xiàn)為連續(xù)的高磁異常圈閉鏈狀地區(qū)(帶)。反之,如系弱磁、低磁性地質構成體,則不能形成高磁異常,而為低、弱磁異常(帶)區(qū)。
一般來說,盆地具有強的平緩磁場,造山帶磁場基本沿構造走向延展。將地震構造圖(Ab-doazlim Haghipour,2001)扣合在衛(wèi)星磁場圖上(圖2.21),幾條明顯的磁條帶與斷裂帶基本一致,如阿爾金、祁連山柴達木、陰山、秦嶺大別造山帶,隔開了幾個有明顯磁場強度差異的磁性單元。
在全國航磁異常場內,北東走向分布的高磁異常帶有:大興安嶺高磁異常帶;長白-遼東(含鞍山、撫順)高磁異常帶;遼西-華北北部高磁異常帶;北太行高磁異常帶;晉西豫西(含呂梁)高磁異常帶(區(qū));東南沿海(浙閩粵)高磁異常帶;江紹高磁異常帶;郯廬高磁異常帶;膠北高磁異常帶區(qū)。
近東西向和近北西走向分布的高磁異常帶有:燕山-華北北部高磁異常帶;陰山-大青山南高磁異常帶;秦嶺-伏牛-大別高磁異常帶;阿爾泰高磁異常帶;祁連東高磁異常帶;喜馬拉雅高磁異常帶。
圖2.20 中國大陸及其鄰區(qū)重力場水平梯度與主要斷裂分布圖(據彭聰,2013)
圖2.21 中國大陸及其鄰區(qū)衛(wèi)星磁場圖(轉引自彭聰,2013,據Korhoen et al.,2007;扣合地震構造圖,據Abdolazmi,2001等編制)
近南北走向分布的高磁異常帶有:康滇高磁異常帶;橫斷山系高磁異常帶。
以上各個高磁異常帶(區(qū))與相應的山脈、山系或斷裂帶系相關。從深部來看,我國主要活動斷裂帶(劉光勛,1989)中,河套斷裂系-龍門山斷裂系-康滇斷裂系和我國深部巖石圈東西Ⅰ級單元結構不連續(xù)對應(邱瑞照等,2006)。雅魯藏布江斷裂系和深部喜馬拉雅山新生代造山帶型與岡底斯新生代造山帶型巖石圈結構不連續(xù)對應;班公錯-怒江-瀾滄江斷裂系和深部羌塘-昆侖-昆侖秦嶺新生代造山帶型巖石圈結構不連續(xù)對應;西昆侖斷裂系和深部昆侖新生代造山帶型與塔里木克拉通型巖石圈結構不連續(xù)對應,金沙江-紅河斷裂系與深部青藏高原東緣造山帶型及西南“三江”新生代造山帶型巖石圈結構不連續(xù)對應,天山斷裂系南北兩帶與深部塔里木克拉通型、準噶爾克拉通型與天山新生代造山帶型巖石圈結構不連續(xù)對應;西域斷裂系南北兩帶和深部天山新生代造山帶型與準噶爾克拉通型與阿爾泰新生代造山帶型巖石圈結構不連續(xù)對應;郯廬斷裂系及下遼河-華北斷裂系與深部松遼平原、華北平原東西兩側新生代裂谷型巖石圈結構不連續(xù)對應;東南沿海和臺灣斷裂系與深部東南沿海新生代裂谷型臺灣島弧形巖石圈結構不連續(xù)對應;南海斷裂系與深部南海中央盆地邊緣海洋殼型北部巖石圈結構不連續(xù)對應;昆侖秦嶺斷裂系東段與深部揚子克拉通型、秦嶺新生代造山帶型與鄂爾多斯克拉通型巖石圈結構不連續(xù)對應。總之,深部巖石圈結構不連續(xù),在地表都有體現(xiàn),可以和主要活動斷裂系對應,同時,有許多還與重力異常梯度帶的分布相符合。
雖然限于資料只能偏重于總結國內重力場、磁場特征,但是,鑒于中國及鄰區(qū)的許多造山帶、山系或斷裂帶、構造-巖漿帶等是相連的,因此,對于總結和認識跨境成礦帶也是非常有益的。
地震地質的孕育與誕生
1.地震地質的孕育
從地質力學發(fā)展的近90年的歷史進程中,早在20世紀20年代初期李四光教授對地球海水進退規(guī)程中,把現(xiàn)代海平面變化就與地震預報聯(lián)系在一起,在地質力學早期研究階段中,從構造形象的力學分析時,已經開始探討地應力場的雛形,已經為地震地質開拓了道路。在構造體系研究階段中,建立構造體系基本概念時,已經劃分出相對活動的構造帶,與夾持在其中相對較穩(wěn)定的地塊,大體區(qū)分了地震的活動范圍與大震的孕育的地帶、地區(qū)、地段和地點,已經為地震地質研究打下了可靠的基礎。依此,劉國昌、谷德振已經開始進入區(qū)域地殼穩(wěn)定性評價研究。1954年在《旋卷構造及其他有關中國西北部大地構造體系復合問題》中,充分論述活動構造體系和活動構造帶及其與地震的關系,為地震地質的孕育和誕生奠定了基礎。1962年對新豐江水庫提出地震地質的研究,已經是該分支學科正在孕育誕生之際[1-36]。
2.地震地質的誕生
1965年12月李四光發(fā)表的《關于地震地質工作問題》論文(全文見本書第一章附錄1),已經明確了該分支學科的目標任務(地震預報與區(qū)域地殼穩(wěn)定性評價研究)、研究內容方法步驟、研究思路核心以及前進的方向等,并提出了“安全島”的概念,標志著地震地質的正式誕生。隨后李四光安排陳慶宣帶領專業(yè)隊伍在西南“三線建設”地區(qū)進行區(qū)域地殼穩(wěn)定性研究,尋找“安全島”,并發(fā)揮了重要作用[7]1。2008年5月12日汶川8.0級大震檢驗了“安全島”理論的實用價值。
圖2-6 李四光關于《地質力學的方法與實踐》一書的手稿提綱
圖2-7A 邢臺地震區(qū)地表裂隙綜合分析圖[6]
圖2-7B 邢臺地震區(qū)地面破壞程度圖[6]
3.地震預報實踐與初步小結
除了關心全國的地震預測以外,李四光在1966年邢臺地震他親臨現(xiàn)場,進行邢臺-唐山地震系列活動幕的預測預報實踐,結合保衛(wèi)京津唐地區(qū)的地震安全預防研究工作,已經超前開展巖石力學與構造應力場的實測研究工作,并已經通過斷層位移測量初步獲得了新華夏系現(xiàn)今斷層位移場的證據和唐灤大震嚴重危險性的活動證據,同時在唐灤地區(qū)部署了地應力監(jiān)測臺網,為準確預報地震創(chuàng)造了基本條件[1-3]。
1970年6月,李四光在《地震戰(zhàn)線》第7期發(fā)表的《地震地質工作的幾點意見》論文(全文見本書第一章附錄2),對地震預報進行了較為系統(tǒng)的總結,對具體工作方法步驟、研究內容思路以及儀器監(jiān)測部署都作了具體安排,包括工作中應該注意的問題也都作了說明。在他臨終前10個月發(fā)表該論文具有系統(tǒng)指導性意義,當然也使他對攻克地震預報難關,充滿了信心與希望[2-3]?？上М敃r在“文革”中,真正能比較全面了解和體會其意圖者甚少,為之繼續(xù)努力者更少。隨著1976年唐山大震之后,中國東部地震進入平靜期,地應力預報地震的研究工作,受到了削弱,全國110個地應力監(jiān)測臺站也大都停測,原來的分析研究人員也紛紛退休,隨著進入了停滯的地震地質研究狀態(tài)!
地震地質和礦產地質、水文地質、工程地質、地熱地質、海洋地質等分支地質學科一樣,都是以地質學作為基礎,對地質領域進行專門研究的分支學科,它們都是地質學的一個分支和組成部分,因此離開地質研究地震是地質工作者不愿意接受的。
地震地質的發(fā)展大體經歷了兩個發(fā)展階段:①構造體系研究階段;②巖石力學與構造應力場研究階段。李四光教授強調從構造體系研究入手,著重活動構造體系和活動構造帶地震活動規(guī)律研究,把重點放在與地應力場關系方面的研究等;進而把巖石力學與構造應力場分析作為預測預報地震的指導思想,是攻克地震預報難關的重要武器;工作部署中的“三步走”則應該是他腹稿的重要內容,只是當時我們認識不到,“文革”中他也無法一一交代,臨終遺言僅僅說出了再有半年時間可以見到結果[1-3,4-24]。
主要參考文獻
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近東西向的典型走廊域地球物理剖面的地質解釋
圖9.1 華北地區(qū)典型地球物理（DDS）及其地質解釋剖面分布示意圖
近東西向走廊域地球物理剖面選擇4條，即連云港—臨沂—泗水—肥城剖面（1），諸城—定縣—托克托剖面（2），鄭州—臨汾—靖邊剖面（3）和延安—銀川—阿拉善左旗剖面（4），它們由東到西依次切穿研究區(qū)華北似環(huán)狀裂谷盆地及其東西兩側山嶺和鄂爾多斯克拉通塊體及其東西兩側盆地兩個一級新生代地貌—構造單元，及其東鄰的揚子塊體和西鄰的阿拉善塊體，具有近東西向的代表性。
9.1.1.1 連云港—臨沂—泗水剖面的地質特征及其地質解釋
該剖面（響水—肥城段的地質解釋見圖9.2）所穿越的次級單元為蘇魯淮中央山地，主要包括蘇魯超高壓變質帶（UHP）、郯廬斷裂帶和魯西塊體，前者是夾持于華北塊體與揚子塊體之間的大透鏡狀塊體（馬杏垣，1989），包括蘇北和膠南的一部分。其南東界以嘉山—響水斷裂與揚子塊體分界，該塊體主要由元古宇變質巖系組成。元古宇劃分為兩個群（王致本，1986；孫競雄等，1988），古元古界在蘇北稱東海群，在山東稱膠南群，中新元古界稱海州群。東海群（膠南群）以藍晶石十字石變質帶的中壓低角閃巖相為主，混合巖化作用普遍。不整合覆蓋其上的海州群分兩個組：下部錦屏組為含磷白云質碳酸鹽—泥砂質沉積建造，厚160～400 m，上部云臺組原巖為含大量的中酸性火山巖碎屑的沉積建造，厚度超過5000 m。經高壓的低至高綠片巖相區(qū)域動力變質作用后，前者形成磷灰?guī)r—片巖變質建造，后者形成變粒巖—淺粒巖變質建造（屬陽起石＋鈉長石變質帶和藍閃石＋硬玉＋石英＋鈉長石高壓礦物組合）。東海群經海州運動而強烈變形，可分出4個世代的褶皺，主期構造為北東東向。
圖9.2 響水—肥城地球物理剖面的地質解釋
另一突出的構造特征是交織的韌性剪切帶與弱應變域的發(fā)育（馬杏垣，1989）以及相伴出現(xiàn)的為數眾多的超鎂鐵巖和榴輝巖巖塊。這些超鎂鐵巖和榴輝巖巖塊引起了地質學家們的興趣，近年來，對本地質條帶內的蘇北東海、贛榆和膠南的莒南、日照一帶的榴輝巖的研究認為在東海地區(qū)的石榴子石剛玉巖和榴輝巖中發(fā)現(xiàn)鎂十字石，表明這些巖石是在極高的壓力下形成的。張儒媛等（1990）在東海榴輝巖中發(fā)現(xiàn)柯石英及其假象，還有其它高壓礦物，如富鈉鎂閃石（Nyboeite）和高鋁榍石等，柯石英的形成至少需要2500 MPa壓力或80km以上埋深的載荷，因此柯石英榴輝巖的形成主要是由于增壓并非由于增溫。他們還認為該區(qū)榴輝巖是由殼源物質形成的。礦物化學證據表明其形成是由于印支期（217～243.9 Ma，李曙光等，1989）揚子塊體向華北塊體的俯沖和碰撞使巖石圈加厚所至。結合地球物理解釋，上地殼的巖石和構造可追蹤至中、下地殼。但從日照超基性巖體內的榴輝巖全巖和礦物的（87Sr/86Sr）I=0.703589～0.703860，又反映了與地幔軟流圈相類似的同位素特征。因此，也不能排除有的榴輝巖是幔源巖漿成因的。楊文采等（2001）的研究在早、中三疊世大別—蘇魯塊體向北俯沖，在擠壓環(huán)境中大別—蘇魯塊體從揚子裂開并為下沉的海洋巖石圈拖曳到約150km深處，使巖石發(fā)生超高壓變質作用，地幔楔的超基性巖也擠入到俯沖塊體中，晚三疊世的局部拉張和快速折返才形成蘇魯典型的超高壓變質帶。早、中侏羅世揚子塊體與華北塊體繼續(xù)收斂，使大別—蘇魯塊體向華北塊體下方的陸間俯沖也到達150km的深度，但沒有巖塊的快速折返，而是使地殼物質停留在上地幔并慢慢地局部熔融分異，造成地幔上隆和大陸裂谷化至新生代。此時發(fā)育了包括響水斷裂在內的北東向正斷層，使連云港一線以東南沉降為盆地和平原。
蘇魯超高壓帶與魯西塊體以郯廬斷裂帶為界。本斷面穿越該斷裂帶的沂沭段，走向北東17°～20°，寬20～30km。該帶可能萌生于印支期，為左旋走滑性質。它的構造性質和樣式在以后不同的構造階段發(fā)生了相應的變化：早—中侏羅世區(qū)域性隆升期它呈現(xiàn)為壓剪性質，晚侏羅世開始緩慢擴展，沉積了夾火山碎屑的河湖相沉積，早白堊世發(fā)生強烈的火山裂隙噴發(fā)，形成玄武巖—粗面巖及粗面安山巖—堿流巖組合，還有苦橄巖系列和拉斑玄武巖，構成青山組，厚逾3000 m，晚白堊世在地塹內堆積了王氏組紅棕色洪積粗碎屑巖，厚約2000 m，第三紀以來斷裂帶經歷了右旋壓剪性運動，廣泛產生褶皺和逆沖構造。該斷裂帶具有強烈的地震活動性，如1668年郯城8.5級地震的發(fā)生以及小震的密集分布具是例證。
魯西塊體是一個掀斜塊斷地區(qū)，基底泰山雜巖在抬起部分出露。片麻巖的片理方向由西部的北西向往東逐漸變?yōu)楸北睎|向，總的呈扇狀分布泰山雜巖為巨厚的片麻巖與角閃巖系列，泰山雜巖包括兩種地質實體，即基底片麻巖和深成侵入巖組合。印支運動以后構造格局發(fā)生顯著變化，特別是晚侏羅至早白堊世的燕山運動使本區(qū)發(fā)生強烈塊斷作用、廣泛的鈣堿性火山作用及花崗質巖漿侵入作用。魯西的大斷裂走向多為北西向，常常作為中—新生代盆地與相鄰山區(qū)的分界。它們開始都是正斷層，但到新近紀顯示壓性特征，有些斷層至今仍在活動。本斷面內有一條大的北東向斷層，即上五井斷裂，沿斷裂分布有金伯利巖脈，故前人認為它是超殼斷裂。
9.1.1.2 諸城—定縣—托克托剖面的地質特征及其地質解釋
淄博—大同段的地質解釋見圖9.3。該剖面主要穿越魯西塊體西緣、華北裂谷盆地、太行山嶺（包括五臺山和恒山塊體）、大同盆地和鄂爾多斯克拉通塊體。魯西塊體前已述及，其西側以齊河—廣饒斷裂與華北裂谷盆地分界，齊河—廣饒斷裂自白堊紀至今主要為正斷層?，F(xiàn)今華北裂谷盆地走向為北北東向，其地殼構造、地質歷史和新生代沉積暗示著在始新世裂谷發(fā)生時其地殼厚度約為40km。如果現(xiàn)今的前新生代地殼厚度完全是由于古近紀的伸展而變薄的，則冀中坳陷至少比原寬度伸展了30%（Hellinger et al.,1985）。
圖9.3 淄博—大同地質、地球物理綜合剖面
華北裂谷盆地的演化大致經歷了兩個沉降階段，古近紀裂開和差異沉降及較均一的新近紀—第四紀整體下沉階段。這些坳陷的下地殼和上地幔的P波和S波速度比穩(wěn)定大陸下的低5%～10%（Ye Hong et al.,1985）。華北裂谷盆地本身及其向兩側山嶺的過渡，地殼構造橫向變化很大。其主要特征是地殼較薄，厚約30～34km，上、中地殼P波速度一般比相鄰塊體中的低，特別是中地殼。裂谷盆地的熱流值可高達70.8～81.8 m W/m2。橫斷面上呈“兩坳夾一隆”的特點，東側的濟陽坳陷下面主要為中地殼低速高導層，地球物理剖面上見不到上、中地殼的界面，莫霍面上隆，發(fā)育大量的古近紀玄武巖；西側的冀中坳陷下的高導層深約22km，位于中、下地殼之間，地球物理剖面上見不到上、中、下地殼的界面，同樣發(fā)育古近紀玄武巖和莫霍面上隆的特征?！皟邵辍币馕吨c軟流圈擴展和基性巖漿上侵有關的地幔上拱帶的存在。坳陷下殼幔過渡型莫霍面的發(fā)育和較高的下地殼波速暗示著下地殼在伸展過程中由玄武質巖漿墊托和與地幔巖漿作用有關的巖床與巖墻的侵入。解釋性剖面中表示的殼—幔過渡帶實際上是眾多的新生代巖墻和巖床停滯在高度拉伸的地殼之下在上地幔中的表現(xiàn)。古近紀晚期—第四紀伸展構造包括一系列鏟式正斷層，傾角上陡下緩，向下可能與深部低角度滑脫面歸并。這些斷層的上盤主要沿北西西—南東東的伸展方向滑脫暗示，此時可能為純剪切或分布剪切機制下的伸展并形成地殼尺度的大型“香腸構造”。華北裂谷盆地中部的滄縣隆起和埕寧隆起顯示莫霍面下凹的特征，只發(fā)育上地殼低速體，在地球物理剖面上可以見到上、中、下地殼之間的界線。造成華北裂谷盆地的差異性塊狀升降和透鏡狀殼內剪切拆離的原因可能是軟流圈地幔的上隆和對流。同時造成盆地下面微裂隙、流體（包括油氣）和可能有超殼斷裂的發(fā)育，顯示現(xiàn)代活動裂谷的特征。這種地幔熱物質的上涌，必將產生在橫向與垂向都不均勻的擾動應力場，并從而誘發(fā)地震。1966年3月邢臺地震序列由本斷面內的束鹿地塹向南南西延伸。7.2級主震顯然與束鹿地塹東緣斷裂有關。徐杰等（1988）研究認定地震是由高角度地震斷層與緩傾的新河鏟式斷裂交切引起的，因為這一交切可能作為震區(qū)地殼介質中的障礙而存在。震源機制和野外觀察表明北北東—北東向正斷層具右旋走滑性質、而北西西向斷裂具左旋性質。
圖9.4 太行山山前中—新生代伸展滑脫構造綱要圖
（據張家聲等，2002）
太行山嶺（包括五臺、恒山）是一個隆升的早前寒武紀塊體，具薄的中元古代至顯生宙的蓋層。其西部在新近紀至第四紀時期裂陷而形成盆嶺構造，是山西裂谷系北端伸展構造區(qū)的一部分。它東以太行山山前斷裂（圖9.4）與華北裂谷盆地分界，西界為大同盆地西緣的鵝毛口斷裂?；讟嬙旄窬直憩F(xiàn)為兩個太古宙陸核，即西北的恒山雜巖和東南的阜平雜巖，中間被古元古代五臺群和滹沱群褶皺帶所縫合。太行山山前斷裂發(fā)育兩枝，東枝位于定縣西側，為一第四系覆蓋的隱伏北北東向正斷層，西枝主要發(fā)育于太行山東麓，北北東向延伸，該斷裂上部較陡，下部呈鏟狀隱沒于上、中地殼之間，燕山期以逆沖推覆為主，喜馬拉雅期主要為拆離為主，主滑脫面主要出現(xiàn)在結晶基底頂部-沉積蓋層下部之間的不同層位上。華北中部出露的前寒武紀高級變質巖記錄了兩次卸載抬升的歷史（張家聲等，2002），大同-懷安地區(qū)高壓麻粒巖地體的變質-構造研究表明，早期的卸載抬升發(fā)生在太古宙末期的擠壓造山作用之后，拆離帶以發(fā)育透入性的下地殼麻粒巖相伸展拆離構造組構為特征，反映了受重力均衡和底劈的聯(lián)合作用下地殼物質卸載抬升的動力學過程；太行山地區(qū)的研究表明，晚期的卸載抬升發(fā)生在中生代末至新生代期間，結晶基底因上覆沉積蓋層的拆離滑脫而最終抬升暴露地表。中—新生代低角度拆離斷層以發(fā)育斷層碎裂巖為特征，未見典型的糜棱巖。一般情況下，發(fā)生在中、下地殼的拆離作用以形成糜棱巖系列或糜棱片麻巖類變形巖石，區(qū)別于拆離帶上盤的高角度正斷層組合，本區(qū)阜平、贊皇變質核雜巖僅頂部數十厘米至數米的巖石受到滑脫構造變形的影響，但沒有發(fā)育典型的糜棱巖。結晶基底內部基本上保留完整的早期高級變質作用條件下的變形構造，局部發(fā)育的眼球狀糜棱片麻巖、桿狀糜棱巖片麻巖、變晶糜棱巖等強烈變形帶均為早期變動的產物。它們無論在構造幾何學、變形運動學和變形溫壓條件等方面，都不同于中—新生代的拆離構造，且在絕大部分地段與晚期伸展滑脫構造高角度相交（圖9.4）。中—新生代主要的伸展滑脫作用發(fā)生在上地殼層次（小于10km），拆離帶變形巖石以準塑性（基底）－脆性（基底和蓋層）變形機制為主，局部出現(xiàn)大規(guī)模的碎裂流動，形成數十米厚具定向組構的構造混雜巖帶。主滑脫面傾向SEE或SE，傾角20°～30°，拉伸線理的傾伏方向變化在東至南東之間，變形運動學標志示正斷層滑動。沿滑脫面存在不同程度的巖層缺失，包括長城系底部厚層長石石英砂巖破碎、變薄或完全缺失。在阜平、贊皇雜巖內部局部發(fā)現(xiàn)低角度片理化帶或初糜棱巖帶（低綠片巖相，上盤分別向北西或向南滑脫的小型正斷層），代表主滑脫期在較深層次上的變形，而區(qū)內普遍發(fā)育的高角度脆性正斷層，則代表晚期近地表條件下伸展作用的產物。根據裂變徑跡年齡（張家聲等，2002），并且結合太行山區(qū)3級夷平面的年代學資料，以及對華北平原區(qū)斷陷盆地的沉積構造分析結果，華北中部大陸地殼的加厚作用發(fā)生在白堊紀中期（134 Ma±9 Ma～92 Ma+4 Ma）；主要的伸展滑脫作用開始于白堊紀末（68 Ma前），并經歷了68～52 Ma和23～18 Ma兩個快速變動階段。其中早期伸展滑脫和快速抬升主要發(fā)生在太行山北段，形成了石家莊以北太行山前主滑脫面；晚期的伸展滑脫和快速抬升主要發(fā)生在太行山南段。與之對應，在華北平原區(qū)的不同凹陷盆地中均形成了快速堆積。太行山山前和華北平原區(qū)一系列中、新生代盆地的構造和沉積特征分析表明，山西高原與華北平原的地貌差異，是中生代末以來的構造變動形成的。沿太行山前斷裂主要的伸展滑脫作用開始于晚白堊世末，局部應力場表現(xiàn)為NW—SE方向上的近水平拉張。北段（石家莊以北）拆離帶在盆地下面沿傾向延伸70km左右。沿拆離帶的最大水平滑脫量達17km，相對升降幅度5～6km。華北平原區(qū)的冀中、黃驊、遼河、渤海灣等斷陷或凹陷盆地，以及滄東、營口－濰坊等一系列NE、NNE走向的隱伏斷裂的形成演化，均與太行山前拆離斷層的多階段活動有關（張家聲等，2002）。
太行山嶺（包括五臺、阜平）中生代為擠壓碰撞構造帶，它們的沉積、構造、變質作用和巖漿活動具有不對稱性。這兩個群的巖石代表了增生和碰撞的一系列構造的組分（李繼亮等，1990）。五臺群表現(xiàn)為褶皺逆沖構造帶，與太行山前斷裂中生代呈對沖形式，如阜平東側的太行山前斷裂向西逆沖，而阜平西側的龍泉關斷裂（太白維山斷裂）（圖9.5上）和東山底斷層向東逆沖（圖9.5下）。
鵝毛口斷裂為鄂爾多斯克拉通塊體與華北塊體的分界線。新生代在山西塊體軸部發(fā)育了山西裂谷系。其西緣的北北東向鵝毛口斷裂繼承利用中生代逆沖斷裂帶下滑為正斷層（劉光勛，1985）（圖9.6），但是它具有明顯的右旋走滑分量。往東發(fā)育了山西裂谷系北端的伸展區(qū)，斷面切過沿滹沱河的裂谷盆地（徐錫偉等，1988）。該盆地走向北東—北東東，南側為五臺山北麓斷裂所限，為半地塹。大同盆地東南緣及繁峙一帶在漸新世有玄武巖漿噴發(fā)，巖流厚達千米，其時代為25.8～35.2 Ma（陳文寄等，1985）。第四紀時期在大同盆地又有玄武巖漿噴發(fā)，火山錐至今仍清楚可見。
太行山嶺和西側的大同盆地以華北塊體為基底，中生代呈逆沖到鄂爾多斯克拉通塊體基底之上，而使五臺—大同一帶下部具有雙重陸殼特征，地球物理剖面上見不到中地殼，地殼厚度大于40km，發(fā)育相當于中地殼低速體（參見圖3.15），據低速體和υP=6.2km/s等值線顯示的幾何形態(tài)，認為是鄂爾多斯的上地殼向東俯沖在華北地殼下面的結果，中地殼低速體可能是燕山期過鋁高硅花崗巖巖漿房，五臺一帶出露的鐵瓦殿型過鋁高硅黑云母花崗巖體即是其在地殼淺部的響應（圖9.7），說明為鄂爾多斯克拉通塊體燕山期向華北塊體基底下方深俯沖帶前緣的產物，屬S型花崗巖，暗示鄂爾多斯塊體上部地殼局部熔融的產物；而東側阜平—定縣的太行下方基底可見上、中、下地殼，但地殼厚度只有30多千米，發(fā)育中地殼低速體，但其υP值大于前者，可能為華北塊體中下地殼局部熔融形成的，暗示燕山期偏鋁低硅花崗巖巖漿房，阜平一帶出露的王安鎮(zhèn)型花崗巖巖體即是其地表的響應（圖9.8）。另根據航磁資料，在鵝毛口斷裂西側出現(xiàn)北東向線性強負磁異常，暗示鄂爾多斯克拉通塊體在向華北塊體基底深俯沖過程中其蓋層沉積物的堆疊（圖9.3）。
圖9.5 太白維山逆沖推覆構造（上）和四道溝逆沖構造（下）剖面圖
（據《山西省區(qū)域地質志》，1989）
圖9.6 鵝毛口斷裂剖面圖
（據《山西省區(qū)域地質志》，1989）
五臺下面的鄂爾多斯基底的下地殼出現(xiàn)的低速體可能為鄂爾多斯上地殼在深俯沖過程中局部熔融產生過鋁—高硅S型花崗巖巖漿之后的中基性殘留物，下地殼低速體的核心可能還有未分離走的花崗巖巖漿，使其速度值比周邊的低。從花崗巖類的過鋁—高硅（五臺山區(qū)）和偏鋁—低硅（太行山區(qū)）在阜平一線分界，可推測鄂爾多斯塊體向華北下方的深俯沖前緣帶沒有過阜平一線，從阜平一線以東的地殼厚度大幅度減薄也說明了這一點。這樣，太行—五臺—恒山是一個巨大的逆沖推覆體，逆掩在鄂爾多斯克拉通塊體之上，燕山期的收縮變形構造的一部分仍保留在現(xiàn)今陸殼結構中。
圖9.7 鐵瓦殿型巖體鋁飽和指數圖解（左）和硅—堿圖解（右）
圖9.8 王安鎮(zhèn)型巖體鋁飽和指數圖解（左）和硅一堿圖解（右）
鄂爾多斯塊體是一個深埋的克拉通塊體，故有盆地塊體之稱。它具有前中元古代基底與中元古代至顯生宙的蓋層。自晚三疊世開始華北東部隆起，內陸盆地向西收縮，從此鄂爾多斯內陸開闊盆地開始出現(xiàn)穩(wěn)定型河湖相沉積、含煤碎屑及泥質組合。早白堊世晚期盆地并整體上隆，遭受剝蝕，至晚白堊世已成高地，沉積物僅堆積在西北邊緣。
9.1.1.3 鄭州—臨汾—靖邊地球物理剖面的地質解釋
該剖面穿越華北塊體和鄂爾多斯塊體的結合部位，主要次級構造單元自東向西有鄭州盆地、太行山嶺（南段）、臨汾盆地、呂梁隆起和鄂爾多斯克拉通塊體。其地質解釋剖面見圖9.9。
鄭州盆地的地質特征總體與華北盆地相似，以太行山南麓斷裂與太行山嶺分開，該斷裂性質在淄博—大同剖面中已詳細說明，主要特征仍為中生代為向北西逆沖性質，新生代沿用中生代斷層面向南東方向伸展拆離形成鄭州盆地。與北部不同的是太行山嶺之上還保存有古生代和中生代蓋層沉積，顯示山嶺南部邊緣特征。山嶺下方的莫霍面向下凹，地殼較之東西兩側的盆地（鄭州盆地和臨汾盆地）厚度大，約35km，但中下地殼變化不大，主要是上地殼的增厚，該段華北塊體基底的下地殼發(fā)育比較平穩(wěn)的低速層，橫向變化不明顯。
圖9.9 鄭州—臨汾—靖邊地球物理剖面的地質解釋
山西斷陷帶是一條右旋拉張一剪切活動構造帶，也是我國東部一條重要的地震帶。據此帶盆地和斷裂的空間展布、活動性質、形成和演化特點及地震活動性等，可將其分為3段：中段是剪切段，主要由北北東—北東向的右旋正—平移斷裂及其控制的斷陷盆地組成，南北兩段為拉張段，基本由北東東向正斷裂及其控制的盆地所組成。臨汾盆地位于剪切段的南部，東西兩側分別被霍山—大陽斷裂和羅云山斷裂所限，它上新世開始發(fā)育，堆積的新生代地層厚2200 m，其中第四系厚800 m。1303年8級和1695年7.5級地震發(fā)生于此地塹中。該盆地下方發(fā)育上地殼低速體和燕山期中地殼低速體，前者可能上、中地殼的拆離帶，后者為鄂爾多斯克拉通塊體向華北塊體燕山期深俯沖造成的鄂爾多斯上地殼物質的局部熔融體，新生代時期在該盆地下方有地幔上隆，顯示Moho面上凸，但幅度不大。西側的羅云山斷裂中生代為向西逆沖，新生代在原斷層面東側發(fā)育正斷層，上部傾角陡，下部拆離，顯示簡單剪切機制下的伸展，拆離面可能為下地殼中部的低速層（圖9.9，圖9.10）。
圖9.10 羅云山—龍門山逆沖斷裂地質剖面圖
（據劉光勛等，1986）
鄂爾多斯塊體是一個比較完整的構造單位，具有太古宙和早元古代的結晶基底。中—新元古代，鄰近的坳拉槽的沉積向臺坳的部分地區(qū)超覆。古生代是個相對較穩(wěn)定的構造單位，古地形北高南低。寒武紀至中奧陶世，臺坳中南部沉積了海相碎屑巖和碳酸鹽巖，巖性穩(wěn)定，厚度不大。晚奧陶世到早石炭世整體抬升為陸，缺失沉積。中石炭世到二疊紀復又下沉，形成一套以海陸交互相最后以陸相為特征的碎屑巖。三疊紀開始成為西深東淺的大型內陸坳陷盆地，廣泛堆積了三疊紀至早白堊世的陸相地層。早白堊世末期的燕山運動使蓋層產生寬緩褶皺，臺坳開始整體抬升，遭受剝蝕。新生代時期，它以緩慢隆升運動為主。與北部不同的是該剖面可見上、中、下地殼，界面平穩(wěn)，說明是一個非常穩(wěn)定的塊體。
9.1.1.4 阿拉善左旗—銀川—延安地球物理剖面的地質解釋
圖9.11 阿拉善左旗—銀川—延安地球物理剖面的地質解釋
（地球物理資料引自孫武城等，1992）
該剖面根據奉賢—阿拉善左旗地學斷面，結合地表地質特征進行解釋（圖9.11 ）。該剖面穿越鄂爾多斯克拉通塊體、銀川及其周邊山嶺和阿拉善地塊。鄂爾多斯塊體前已述及，是一個穩(wěn)定的克拉通，地殼厚度約42km，這里為其西部邊緣，與中心部位不同的是地殼厚度略有變薄，上地殼更薄，而下地殼增厚，莫霍面向西邊淺。其西側以桌子山—平涼斷裂與其西緣山嶺分界，銀川盆地是自始新世起東沿黃河斷裂、西沿賀蘭山東麓斷裂等拉張斷陷而成的，是鄂爾多斯西緣吉蘭泰—銀川斷陷帶的組成部分。斷陷帶具有右旋剪切—拉張活動性質。它北起石嘴山，南至青銅峽，長160km，最寬55km，堆積的新生代地層厚達7000 m左右。據歷史記載和近代儀器記錄，自公元876年以來地塹內發(fā)生5級和5級以上地震16次，其中大于和等于6級地震4次，最大的是1739年8級地震（國家地震局鄂爾多斯周緣活動斷裂系課題組，1988）。其震源深度20～30km之間的中、下地殼的過渡部位，說明此處地殼仍為剛性體（圖9.11，圖9.12）。
圖9.12 銀川盆地現(xiàn)代地震震源深度及其范圍剖面圖
（據孫武城等，1992）
由圖中可以看出，莫霍面并不正對著銀川盆地中心部位，而是向東偏離，表現(xiàn)出西側緩東側陡的特征，反應地幔物質從西下方向東上方運動的特征。在下地殼部位發(fā)育低速體，但從地震震源分布看，該低速體可能是已經固結了的燕山期花崗巖體。在中、下地殼之間發(fā)育燕山期大型逆沖推覆，喜馬拉雅期沿此面發(fā)生拆離（圖9.11）。鄂爾多斯克拉通塊體基底與阿拉善左旗分界斷層為小松山斷裂，中生代時為向鄂爾多斯塊體逆沖推覆的大型斷層（圖9.13）。
航磁異常
圖9.20 華北地區(qū)地殼厚度圖（上）和莫霍面等深度圖（下）
Ⅰ—華北環(huán)狀裂谷盆地區(qū)；Ⅱ—鄂爾多斯克拉通單元：Ⅱ－1—鄂爾多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂爾多斯周邊盆地：Ⅱ－2-a—銀川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d
1—一級單元分界線；2—二級單元分界線；3—地殼厚度/Moho深度等值線及其值；4—構造分區(qū)編碼
圖9.21 華北地區(qū)航磁圖
I—華北環(huán)狀裂谷盆地區(qū)；Ⅱ—鄂爾多斯克拉通單元：Ⅱ－1—鄂爾多斯克拉通，Ⅱ－2—鄂爾多斯周邊盆地：Ⅱ－2-a—銀川盆地，Ⅱ－2-b—河套盆地，Ⅱ－2-c—山西盆地，Ⅱ－2-d—渭河盆地
1—一級單元分界線；2—二級單元分界線；3—構造分區(qū)編碼
研究區(qū)航磁異常同樣屬于兩個似環(huán)狀構造，以太行山為界（圖9.21），與布格重力異常、莫霍面深度或地表厚度、地貌構造單元總體一致的。對于東部的華北裂谷盆地單元有比較詳細的研究，似環(huán)狀盆地內的磁性體異常總體也呈似環(huán)狀分布，進一步反映了盆地內基底隆坳和次一級盆地隆坳的分布格局。由航磁異常進一步反演的淺部和深部斷裂系統(tǒng)（圖9.22）總體也反映了在整個中國東部NNE走向的構造背景下，研究區(qū)的似環(huán)狀構造的幾何學圖像，它與盆緣的似環(huán)狀分布的正斷層和走滑斷層的圖像符合，亦與周邊山嶺及其內部的太古—古元古代深變質變質巖呈現(xiàn)似環(huán)狀展布一樣。似環(huán)狀斷裂構造，盆—嶺構造，在二維平面上必定呈現(xiàn)放射狀的構造應力場，這樣的幾何學圖像是難于用常見的具有一定方向性的區(qū)域應力場來解釋，而必須要求有垂直方向上的應力的加入才行，類似于破火山口的似環(huán)狀塌陷和穹狀隆起一樣，因此，從三維空間討論構造應力場是必須的。結合地表地貌－構造特征，布格重力異常和Moho深度和地殼厚度以及磁異常的三維圖像可知，華北地區(qū)伸展構造系統(tǒng)的形成與演化，不僅需要考慮二維平面的伸展，還必須考慮深度維的地殼減?。|部單元）或地殼的整體隆升（西部單元）。
區(qū)域航磁的另一個重要特征是，5條非常醒目的線狀展布的強異常帶，①陰山EW 向帶，②沈陽—清原NE向帶，③大同—朔州（縣）NE向帶，④平頂山—公安NWW 帶，⑤山東五蓮山NE向帶。下面我們結合區(qū)域地質構造對它們的形成作些討論：
（1）陰山EW向線狀負異常帶，展布于北緯41 °～420，東經107°～1150，異常中心達≤－500 n T（國家地震局，1991），其南側是一條高值線正異常帶，最高達800 n T，對應烏拉山群深變質巖的分布。響水—滿都拉地學斷面（國家地震局，1991）認為，陰山EW 向強烈負異?？赡苁谴判泽w因斜磁化造成的。結合區(qū)域地質構造，我們提出另一種解釋，這正好是華北地臺的北部邊界，發(fā)育二套中生代逆沖推覆系統(tǒng)：南側的大青山逆沖推覆系統(tǒng)和北側的色爾騰山逆沖推覆系統(tǒng)（劉正宏等，2002；陳志勇等，2002）。大青山系統(tǒng)主要由南向北逆沖，色爾騰山系統(tǒng)則主要由北向南逆沖，兩個系統(tǒng)的對沖結果致使大量的沉積蓋層堆積于對沖推覆體的下面，巨厚的沉積物蓋層的堆疊體可能是形成陰山EW 向線狀強負異常帶的主要原因，又是華北地臺北緣邊界的一個重要的地球物理場標志。
圖9.22 華北地區(qū)淺部斷裂構造（左）和深部斷裂構造圖（右）
（2）沈陽—清原NE向線性負異常帶，其異常強度弱于陰山帶，但仍清晰可見。從構造特征看，這里也是華北地臺北緣邊界，它的形成可能類似于陰山負異常帶，這里地表出露的主要是太古宙深變質片麻巖類（中國地質科學院，1973）。推測，可能通過逆沖構造把基底片麻巖類推覆到淺部的同時，把大量沉積蓋層堆疊在它的下面，產生線狀負異常帶。這樣，陰山和沈陽—清原線性負磁異常帶作為華北地臺北緣的標志在其東、西段對應，華北地臺北緣邊界的中段這樣的標志已不存在，可能是強烈的燕山期巖漿事件改造的結果，但仍可斷續(xù)地見到一些局部的負異常的殘留。
（3）大同—朔州（縣）NE向負磁異常帶，該異常帶寬30km，異常中心達≤－600 n T，最大水平梯度為50 n T/km（國家地震局，1991）。響水—滿都拉地學斷面認為：它是鵝毛口斷裂的反映，高的負異常為破碎基底的反映（國家地震局，1991）。結合地質構造發(fā)育，我們提出另一種可能的解釋：展布于大同—朔州（縣）的一個大型逆沖推覆構造是口泉—鵝毛口逆沖推覆斷層（劉光勛等，1986；山西省區(qū)域地質志，1989），是研究區(qū)燕山期恒山—五臺山—太行山造山帶由鄂爾多斯前陸盆地向造山帶俯沖下插過程中大量沉積蓋層形成巨厚的堆疊體引起，結合五臺山下面中地殼和下地殼內兩個大低速體以及五臺山燕山期過鋁花崗巖的發(fā)育（見9.20詳細討論），可推測鄂爾多斯基底已俯沖到達五臺山下面，在俯沖過程中沉積物由于密度太小被鏟刮堆疊在邊界逆沖帶的下面及其附近，這一點在海溝處俯沖于島弧—大陸邊緣時一樣。這一異常帶似乎還向SW 方向延伸進入鄂爾多斯黃土高原下面（袁學誠，1990），它的地質意義還不清楚，需要進一步研究。
（4）平頂山—公安NWW 向線性負異常帶，與上述（1）和（3）異常帶相比要弱得多，異常中心最強達－300 n T，隨州—喀拉沁旗地學斷面（國家地震局，1992）認為，平頂山以南線性負異常帶，寬約30km，走向NW，異常中心強度－300 n T，最大水平梯度達60 n T/km，該異常具有明顯的斷裂特征。我們認為，它是華北地臺與桐柏—大別造山帶交界的邊界標志，推測它是由于中生代時期華北俯沖下插于桐柏—大別造山帶時大量沉積物蓋層被阻止堆疊的結果。這一負磁異常似可與南京—鎮(zhèn)江的NE向負磁異常相連，可能是蘇北—南黃海盆地與寧鎮(zhèn)山地的分界標志，從蘇南地區(qū)發(fā)育由南向北的逆沖推覆構造來看，為茅山逆沖推覆構造，它也可能是沉積蓋層堆疊的結果。
（5）山東五蓮山NE向線狀負磁異常帶，與上述（1）和（3）異常帶相比，磁異常要弱得多。此異常帶大致分布于蘇魯超高壓變質帶北邊界附近（袁學誠主編，1996；中國地質科學院，1973），推測可能是超高壓帶通過由南向北的逆沖剝露于淺部過程中，華北地臺上大量沉積物被阻止和堆疊在逆沖體下面及其附近的結果，現(xiàn)今地表出露的是侏羅系和白堊系的火山沉積巖系，推測，這些堆疊的沉積蓋層可能覆蓋于侏羅紀和白堊紀的火山盆地的下面。這樣，五蓮山負磁異常帶也可看作華北地臺與蘇魯造山帶的邊界標志。
由上，可以看出，強烈的線性負磁異常帶往往是被大的逆沖推覆構造系統(tǒng)阻止和堆疊在它下面的巨厚的沉積層的堆疊體，可看作華北地臺與周邊造山帶的邊界標志上述異常的（1）,（2）,（4）,（5），或華北地臺內部燕山期鄂爾多斯前陸盆地與被活化的燕山期恒山—五臺—太行造山帶的邊界的標志［上述異常（3）。由于磁性體主要是上地殼地質體的反映，被“凍結”在地表的老的磁性異常往往可以在后期疊加的巖漿—構造事件的較薄弱地帶保留下來。
青藏高原北緣及東緣地殼動力學演化特征
謝富仁 張世民 舒塞兵 竇素芹
（中國地震局地殼應力研究所，北京 100085）
摘要 地殼形變、構造應力場分析較好地解釋了青藏高原周邊新構造運動時期的地殼動力學演化特征：在上新世至早更新世期間，青藏高原北緣與東緣主要受來自印度板塊碰撞青藏塊體產生的垂直邊界方向的擠壓，在高原周緣主要形成逆斷裂；早更新世末期以后，印度板塊繼續(xù)向北推擠，高原地殼擠壓變形不斷增大，與此同時，在高原的東側形成北西－南東方向拉張，構成了高原東部塊體向東及向南東方向滑移的有利條件，從而導致高原周邊的一系列斷裂由逆沖改變?yōu)樽呋?/p>
關鍵詞 青藏高原北緣與東緣構造應力場地殼形變
1 引言
青藏高原是新生代以來印度板塊向北推擠歐亞板塊，地殼縮短、加厚、隆升的結果。在持續(xù)強大的板塊間會聚作用下，在高原的周邊形成了一系列強度和規(guī)模均十分可觀的走滑或逆沖走滑活動斷裂，并導致破壞性地震頻繁發(fā)生。中國大陸一些重要的地球物理場分界、深部構造的變異帶也發(fā)生在這里。因此，研究青藏高原北緣與東緣的地殼動力學環(huán)境特征無疑是對全面認識青藏高原演化機制的重要補充和對大陸內部地殼動力過程研究的積極嘗試。
青藏高原北緣與東緣的主要活動斷裂包括：北部的阿爾金左旋走滑活動斷裂帶，北東部的祁連山—河西走廊逆左旋走滑活動斷裂帶、海原—六盤山左旋走滑逆沖活動斷裂帶，東北部的岷江、龍門山逆沖活動斷裂帶和東南部的鮮水河—安寧河—小江左旋走滑活動斷裂帶。這些斷裂自第四紀以來，大多經歷了由逆沖斷裂向走滑斷裂或逆沖走滑斷裂的轉化。
本文在過去研究的基礎上[1～5,7,8,15～17]，通過斷裂滑動資料反演的構造應力場分析結果和地殼均衡作用產生的地殼加厚、減薄過程研究相結合，揭示青藏高原北緣與東緣的斷裂運動及地殼動力作用過程。
2 第四紀早期構造應力場
限于研究方法和觀測條件的限制，對于早期構造應力場的研究還十分困難，近些年發(fā)展起來的由斷層滑動資料確定構造應力張量的方法[11,13,14]，通過分期計算，可獲得研究區(qū)范圍內不同時期的構造應力張量。
利用斷層滑動資料反演構造應力張量的方法是根據一組含有斷層運動特征的斷層觀測數據來確定這些斷層所在區(qū)域的構造應力狀態(tài)。該方法的實質是用計算出的斷面上的剪應力方向擬合斷面上的滑動方向，最終給出應力張量的4個特征參量，它們是三個主應力方向和一個反映主應力相對量值比關系的應力比因子R=（σ2－σ3）/（σ1－σ3）。
應力分期的計算方法基于這樣一個觀點：在N個觀測數據中，如果有n個數據（n＜N）是同期構造應力作用產生的，那么，這n個斷層的觀測擦痕與其擬合的相應的應力張量在其斷面上的剪應力方向之間的偏差要小得多。據此通過計算機調整，反復試算，最終確定出合理的應力分期及相應的斷層運動組合[12,9]。
通過構造應力分期的計算方法，我們獲得了青藏高原北緣與東緣地區(qū)第四紀早期構造應力場分布概況（圖1、表1）。由于受觀測條件的限制，所獲結果也只是早期應力場的一個大概輪廓。從表1、圖1可以看出，高原北界阿爾金斷裂帶區(qū)域第四紀早期構造應力場主要為近南北方向擠壓，應力張量結構為逆斷裂型；高原北東緣地區(qū)，第四紀早期構造應力場的主壓應力方向為北東，應力張量結構以逆斷裂型為主；高原東緣地區(qū)，第四紀早期構造應力場的主壓應力方向為北東或北東東，其南段的川西和云南地區(qū)，主應力方向則為北東東或近東西，構造應力張量結構為走滑和逆沖斷裂型。
表1 青藏高原北緣與東緣第四紀早期構造應力張量特征
注：（1）謝富仁等，1989;（2）謝富仁等，1993。
依據青藏高原北緣與東緣地區(qū)構造變形、斷裂運動性質轉化分析確定該期構造應力場的時間上限為早更新世末至中更新世[8]。
圖1 青藏高原北緣與東緣第四紀早期構造應力場
1—逆斷層；2—正斷層；3—塊體運動方向；4—主壓應力方向
AF—阿爾金斷裂，QF—祁連山—河西斷裂，HF—海原—六盤山斷裂，LF—龍門山斷裂，XF—鮮水河—安寧河—小江斷裂；A至F—構造分區(qū)（見表1）
3 第四紀晚期（現(xiàn)代）構造應力場
對于青藏高原的現(xiàn)代構造應力場，已有不少學者通過震源機制解資料進行了研究。近些年我們又利用斷層滑動資料進行了第四紀晚期以來現(xiàn)代構造應力場的研究，得出了在青藏高原北緣與東緣的大多數地區(qū)與震源機制解和部分應力測量結果基本上類似的結果，表明青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力場在一個相當的地質時期內是持續(xù)穩(wěn)定的。
通過活動斷裂滑動資料反演確定的青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力場的基本格局為：在北部阿爾金斷裂帶區(qū)域（A區(qū)），最大主壓應力方向自西而東表現(xiàn)為北北東至北東東方向，應力張量結構為逆斷型和走滑斷裂型（圖3、表2）；在高原北東祁連山—河西走廊斷裂帶至海原—六盤山斷裂帶地區(qū)（B區(qū)），最大主壓應力方向自西而東表現(xiàn)為北東或北東東至近東西方向，應力張量結構在祁連山—河西走廊斷裂帶西段以逆斷型為主，其東段海原—六盤山斷裂帶的廣大地區(qū)為走滑型（圖2、表2）。在高原東緣北段的岷江斷裂和龍門山斷裂帶地區(qū)（C區(qū)），最大主壓應力方向表現(xiàn)為北東東或近東西，應力張量結構在龍門山地區(qū)為逆斷型，在其以西的岷江斷裂帶則為走滑斷裂型；在高原東緣南段安寧河—小江斷裂帶地區(qū)（E區(qū)），最大主壓應力方向為北西—南東方向；在安寧河—小江斷裂帶以西的鮮水河斷裂帶地區(qū)（D區(qū)），最大主壓應力方向為近東西，構造應力張量結構為走滑斷裂型；在滇西北地區(qū)（F區(qū)），最大主壓應力方向為北北西—南南東方向，構造應力張量結構特征為走滑斷裂型（圖2、表2）。
綜合由斷層滑動資料確定的構造應力場結果、震源機制解以及原地應力測量結果，可得出青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力場的一些基本特征：
（1）現(xiàn)代構造應力場作用在時間上是持續(xù)穩(wěn)定的。由斷層滑動方向確定的西南地區(qū)現(xiàn)代構造應力特征與由震源機制解資料和原地應力測量所得區(qū)域現(xiàn)今構造應力場有著較好的一致性。這種一致性反映了構造應力場作用在第四紀晚期以來是持續(xù)穩(wěn)定的。
（2）現(xiàn)代構造應力場作用以水平擠壓為主。絕大多數震源機制解的P軸和由斷層滑動資料確定的構造應力張量的最大主壓應力軸是近水平的，應力結構多為走滑斷裂型，活動斷裂的水平分量明顯大于垂直分量（表3）。
表2 青藏高原北緣與東緣第四紀晚期（現(xiàn)代）構造應力張量特征
續(xù)表
注：（1）謝富仁等，1989;（2）謝富仁等，1993。
圖2 青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力場圖
1—逆斷層；2—正斷層；3—走滑斷層；4—塊體運動方向；5—主壓應力方向；6—地殼形態(tài)剖面線；A至F—構造分區(qū)（詳見表2）
（3）現(xiàn)代構造應力場空間變化是協(xié)調的。盡管青藏高原北緣與東緣地區(qū)現(xiàn)代構造應力場表現(xiàn)出復雜多變的特性，但其總的變化趨勢表現(xiàn)出較好協(xié)調性，其最大主壓應力方向從北西向南東，呈現(xiàn)出由北北東方向逐漸偏轉為南南東方向的變化趨勢。
表3 青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力場特征一覽表
①闞榮舉等，1977。
（4）現(xiàn)代構造應力場具有分區(qū)特點。分區(qū)特點不僅表現(xiàn)在應力作用方向上不同，而且也表現(xiàn)在應力張量結構上的不同，受斷裂構造和動力環(huán)境控制，主要分為走滑斷裂型應力區(qū)和逆斷裂型應力區(qū)（表4）。
表4 青藏高原北緣與東緣現(xiàn)代構造應力分區(qū)特征
（5）現(xiàn)代構造應力場主壓應力方向相對第四紀早期構造應力場發(fā)生了一個順時方向的旋轉（圖1、圖2）。
4 地殼形變特征
青藏高原的隆起可劃分為早期的相對穩(wěn)定期（古新世至中新世初期）和晚期的快速隆起期（中新世中晚期以來）[6]。在這期間，地殼在經歷強烈構造變動的同時也經歷了不同程度的均衡補償作用。
4.1 相對穩(wěn)定期
從古新世至中新世初，青藏塊體從露出海面升至海拔1200～1500m左右，經歷了漫長的4000多萬年。這段時間構造運動相對穩(wěn)定，在地貌上經歷了漫長的、廣泛的夷平過程[10]。橫跨青藏塊體、塔里木塊體、阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體以及華南塊體，形成了和緩起伏、海拔幾百至1500m左右的準平原。其相關沉積物在緩慢活動的凹陷區(qū)（譬如，青藏高原某些周邊地區(qū)）得以保存，主要為粘土及粉、細砂級細粒物質。
由于地殼坐落在密度較為均一、有流體特征的地幔之上，因此，在地表經歷夷平過程的同時，地殼則不可避免地經歷著重力均衡過程。又由于地表最終形成了均一化夷平面，因此推斷，地殼的重力均衡過程也是較為充分的。假設地殼密度是均一的，則重力均衡的最終結果必然形成均一的地殼厚度。這個均一的地殼，暫稱之為基準地殼，以區(qū)別于中新世以來變形的地殼。
由于地表夷平過程實際存在的不徹底性，夷平面在青藏塊體中心的海拔高度略高出塊體邊緣。因此，基準地殼厚度在青藏塊體中心也偏大。阿拉善塊體北部和鄂爾多斯塊體，新生代以來無明顯變形，地殼厚度為42～44km，可作為這里的基準地殼厚度；華南塊體靠近海洋，其中部新生代以來變形不大，地殼厚度為40km左右，亦可作為這里的基準地殼厚度。
4.2 快速隆起期
中新世中期以來至第四紀是青藏塊體快速隆起期，高原面在不足2000萬年的時間內從海拔1200m升至5000m以上。這個時期以強烈的構造變形、火山活動以及變質作用為特點。形成于早第三紀的夷平面被破壞，中新統(tǒng)中期以來的沉積物中廣泛發(fā)育了中粗砂、礫石等粗粒物質，說明地形起伏已很明顯。與此同時青藏塊體及周邊地區(qū)的地殼也發(fā)生了強烈的縮短、加厚、褶皺和錯斷變形。在青藏高原北緣與東緣地殼形變特征明顯不同：
北緣西段（圖3，革吉—沙雅剖面Ⅰ—Ⅰ′）：與基準地殼相比，南側的青藏塊體地殼加厚16～24km；北側塔里木塊體地殼加厚4～12km；再往北，天山塊體地殼加厚10km。
圖3 革吉—沙雅地貌（a）和地殼形態(tài)剖面（b）
北緣東段（圖4，瑪多—阿拉善右旗剖面Ⅱ—Ⅱ′）：南側的青藏塊體地殼與基準地殼相比，加厚14～18km；北側阿拉善塊體的南端地殼加厚12km，向北至中蒙邊界逐漸過渡為基準地殼。
東緣北段（圖5，都蘭—富縣剖面Ⅲ—Ⅲ′）：與基準地殼相比，西側的青藏塊體地殼加厚14～16km，靠近青藏塊體邊緣，地殼快速減薄至基準地殼厚度；東側的鄂爾多斯塊體，西端地殼比基準地殼薄4km，向東逐漸過渡為基準地殼。
東緣南段（圖6，巴塘—宣恩剖面Ⅳ—Ⅳ′）：西側青藏塊體與基準地殼相比地殼加厚16～20km，靠近青藏塊體邊緣，地殼快速減??；東側華南塊體的西端地殼比基準地殼減薄2km，向東逐漸過渡為基準地殼。
上述分析表明，青藏高原北緣兩側地區(qū)均有地殼加厚的現(xiàn)象；青藏高原東緣，地殼加厚現(xiàn)象到這里迅速衰減，其東側的地殼厚度甚至減薄。這說明印度板塊對青藏塊體的推擠作用穿過青藏塊體繼續(xù)向北延伸，而在青藏塊體的南東邊緣，這種作用迅速減弱，受青藏塊體北移產生的北西向牽引作用，其東側出現(xiàn)局部的引張。
圖4 瑪多—阿拉善右旗地貌（a）和地殼形態(tài)剖面（b）
圖5 都蘭—富縣地貌（a）和地殼形態(tài)剖面（b）
圖6 巴塘—宣恩地貌（a）和地殼形態(tài)剖面（b）
5 動力學演化機制
印度板塊與歐亞板塊的碰撞，對青藏塊體內部的影響，除了縱向壓縮變形外，還有橫向推擠，這種推擠在塔里木塊體和印度板塊之間的地區(qū)表現(xiàn)最為明顯，好似兩個剛性硬塊把它們之間相對塑性的物質側向擠出一樣。這種物質的側向擠出導致了青藏塊體內部及邊緣塊體的解體和運移。
地殼構造變形分析表明，青藏高原北緣兩側廣大地區(qū)均有地殼南北向加厚的現(xiàn)象，說明印度板塊對青藏塊體的推擠作用穿過北緣繼續(xù)向北深入；至于青藏高原東緣，青藏塊體地殼加厚現(xiàn)象到這里迅速衰減，而東側塊體的地殼厚度甚至比基準地殼還薄，說明印度板塊向東的側向推擠作用結束于青藏塊體東緣，而青藏塊體向北的移動對東側塊體產生了北西向的牽引作用，造成了東側塊體西端地殼的局部減薄。正是這種東側華南塊體西端的局部拉張?zhí)峁┝撕笃谇嗖馗咴瓥|部塊體向南東擠出的有利條件。
圖7 青藏高原東緣第四紀塊體運動、構造應力場演化圖
構造應力場的演化較好地解釋了這一地殼動力學演化的過程，在新構造運動早期，也就是第四紀初期以前，青藏高原北東邊緣地區(qū)主要受到來自印度板塊與歐亞板塊會聚產生的正面和側面擠壓作用。這一時期印度板塊向北正面推擠青藏塊體，與此同時，在其東北一側產生了強大的側壓。這一側壓在阿薩姆楔體以東的緬甸、云南西部地區(qū)表現(xiàn)為北東東—近東西的強烈擠壓，由此產生這一地區(qū)近東西主壓的應力場（圖7a），造成了以橫斷山脈為代表的一系列南北向的緊密束狀構造和擠壓帶。而在阿薩姆楔體北東的川藏地區(qū)，則為北北東或北東的擠壓。
早更新世—中更新世期間，印度板塊繼續(xù)向北推擠歐亞大陸，在印度板塊和塔里木剛性塊體之間的青藏塊體，在接受了長時期巨大的縱向壓縮變形之后，開始大規(guī)模的橫向物質轉移，高原東部邊緣由于受其東側地殼減薄拉張環(huán)境的誘導，發(fā)生了塊體裂解和向東、南東方向的運移，應力場重新調整。由于高原北東邊緣塊體的側移，緩解了印度板塊正面作用的橫向壓縮，使得原來印度板塊對東部地區(qū)的側壓退居次要位置，由此形成了我國西南地區(qū)新構造后期應力場格局（圖7b），這種應力格局自早更新世—中更新世形成以來一直延續(xù)至今。
6 結論
（1）青藏高原北緣與東緣自新構造早期以來，經歷兩期主要的構造應力場作用。這兩期構造應力場的調整轉化大約發(fā)生在早更新世至中更新世。第一期大約在上新世至早更新世期間，構造應力場的主要特征為最大主壓應力作用在垂直高原邊界的方向上，應力場結構以逆沖斷裂型為主；第二期自早更新世末期以來至今，也即現(xiàn)代構造應力場，其最大主壓應力方向相對早期構造應力場發(fā)生了一個順時針方向的旋轉，應力場結構以走滑斷裂型為主。
（2）青藏高原及周邊地殼變形經歷了兩個主要階段。第一階段，自古新世至中新世初期，地殼表面經歷了長期的夷平面作用，形成了海拔1200～1500m左右的夷平面，地殼則由于重力均衡作用，形成厚度較為均一的基準地殼（基準地殼厚度在北緣為42～44km。南東緣為40km左右）；第二階段，新近紀至第四紀，尤其是上新世以來，青藏高原快速隆升，高原從海拔1500m左右升至5000m以上，高原北部及外圍地區(qū)地殼分別加厚16～24km和4～12km，高原的南東地殼加厚16～20km，其外圍邊緣地殼減薄2～4km。
（3）青藏高原北緣與東緣地殼加厚或減薄的現(xiàn)象表明印度板塊對青藏塊體的推擠作用穿過青藏塊體北緣繼續(xù)向北延伸。而在青藏塊體的南東邊緣，由于受青藏塊體的大幅度北移的影響，在其東側形成了北西—南東的拉張。
（4）構造應力場的演化較好地解釋了青藏高原北緣與東緣的地殼動力作用過程。早期在高原的東側產生了強大的側壓，后期在青藏高原接受了長期巨大的縱向壓縮的變形后，開始了大規(guī)模的橫向物質轉移，高原東部邊緣由于地殼減薄拉張環(huán)境的誘導，發(fā)生塊體裂解和向東、南東方向的運移，應力場重新調整。
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關于《劉光勛 北京航材院》的介紹到此就結束了。
