三江及邻区地壳的运动学特征 作为板内形变的陆内山链组成部分的褶皱-冲断带的几何学及运动学...

地质构造的运动学分析一般要给出构造块体间的相对速度及在全球坐标系中的绝对速度及构造块体间的运动方式，进而讨论构造运动发生的动力学机制。三江地区岩石圈表层构造形态与深部及西侧青藏地区存在明显差异，有效利用精确、可靠的现今地壳运动速度场资料是探讨本区喜马拉雅期以来构造动力学特征的关键。

在全球板块运动速度场（图8-1）图中可知本区处于太平洋以西，印度洋-澳大利亚板块东北，它们分别向NW和NE运动，运动方向均指向本区。北部是相对速度趋于零的欧亚大陆板块，本区岩块主体印支地块相对于前述两大板块表现为向南运动，地表运动速度＜2 cm/a。

根据现今中国大陆GPS地壳运动速度（图 8-2），可以看出中国大陆相对于稳定的欧亚大陆具有整体向东和向北运动的趋势（王琪等，2001）。位于尼泊尔境内喜马拉雅地区的GPS站点相对欧亚板块向北运动，并略具向东分量，运动速度在35～42 mm/a之间，与Bilham等（1997）和 Larson等（1999）的观测结果一致，反映了印度板块与欧亚板块碰撞之后有持续挤压楔入作用。包括本区在内的滇西地区位于青藏高原的东南侧，是中国大陆现今地壳活动和地震发育最强烈的地区之一。观测结果表明，晚第四纪构造活动十分强烈的鲜水河-小江断裂带以左旋走滑为特征，滑动速率可达10～15 mm/a。红河断裂带呈右旋走滑运动特征，其晚第四纪滑动速率可达 7～8 mm/a。活动构造研究表明（晏凤桐等，1996），本区近SN向断裂主要呈右旋剪切运动（图8-3）。红河断裂的⁴⁰ Ar-³⁹ Ar热年代学研究表明，25～17 Ma渐新世晚期至中新世早期以来，随着由南至北的抬升冷却该断裂带转变为右旋剪切特征（陈文寄等，1996；Harrison T.M.等，1992）。由于本区西侧的断裂仍都保持右旋剪切特征，这就使滇西三江地区的断裂在喜马拉雅期以来直至近代，都呈现出右旋剪切走滑断层。具有向南东运动的趋势，但运动速度并不均匀，GES观测结果揭示了本区GPS观测点位移矢量主要表现为向135°～165°方向的运动，如云龙运动方向为159°左右，速度为13.3 mm/a；剑川运动方向为164°左右，速度为 10.8 mm/a。反映了本区总体向SSE向运动的趋势，但在局部存在较大变化，如在洱源运动方向呈 199°，速度为 11.1 mm/a。既反映了本区断裂的左旋走滑运动，又反映了地块整体顺时针旋转的特征。

图8-1 全球板块运动速度场

计算和观测结果，均反映出本区向SSE方向挤出的速率远小于“大陆逃逸”所需要的速率（Peltzer，1989），而符合大陆变形以地壳缩短增厚为主的特征，走滑断裂的产生是随地壳压缩增厚过程在表层出现的刚性调整。这一结果直接支持了我们对本区地质-地球物理资料的分析以及数学和物理模拟的结果。

由此说明三江地区表壳走滑断层的产生及运动方式是本区岩石圈整体共同作用的结果。在印度板块向NNE方向推挤过程中，受相对稳定的塔里木盆地、阿拉善地块、鄂尔多斯地块和四川盆地的阻挡，由大地测量反映出青藏高原刚性表层具有整体顺时针转动的特征，致使本区出红河断裂，在喜马拉雅早期表现为大规模的左型走滑。而三江地区存在的地壳内部上层相对底部的滞后、滑脱，使本区内部SN向断裂表现出右型走滑特征，也使得东部边界红河断裂表现更为复杂，在喜马拉雅晚期也呈现右行走滑特征。

地壳运动的特点和类型~

地壳运动（crustalmovement）是由于地球内部原因引起的组成地球物质的机械运动。地壳运动是由内营力引起地壳结构改变、地壳内部物质变位的构造运动，它可以引起岩石圈的演变，促使大陆、洋底的增生和消亡；并形成海沟和山脉；同时还导致发生地震、火山爆发等。我国古代的学者朱熹在《朱子语类》中写到“尝见高山有螺蚌壳，或生石中，此石乃旧日之土，螺蚌即水中之物，下者变而为高，柔者却变而为刚。”
地壳运动依据不同的分类标准可以划分为不同的类型，不同类型的地壳运动形成原因不同。
按运动方向可分为水平运动和垂直运动。水平运动指组成地壳的岩层，沿平行
地壳运动示意图
于地球表面方向的运动。也称造山运动或褶皱运动。该种运动常常可以形成巨大的褶皱山系，以及巨形凹陷、岛弧、海沟等。垂直运动，又称升降运动、造陆运动，它使岩层表现为隆起和相邻区的下降，可形成高原、断块山及拗陷、盆地和平原，还可引起海侵和海退，使海陆变迁。地壳运动控制着地球表面的海陆分布，影响各种地质作用的发生和发展，形成各种构造形态，改变岩层的原始状态，所以有人也把地壳运动称构造运动。按运动规律来讲，地壳运动以水平运动为主，有些升降运动是水平运动派生出来的一种现象。

1.是碰撞山链系统前楔(prowedge)或后楔(retrowedge)的重要成员
如图4-9所示，大别山作为一个由早古生代扬子向华北俯冲演化而来的碰撞山链(徐树桐等，2002)，具有以轴部隆起带(罗田-英山核部变质杂岩带)为中心，南北分别由前楔(南淮阳超叠壳楔，其内容与前陆褶皱-冲断带等同)和后楔(麻城-岳西-北淮阳俯冲楔)以及中扬子前陆盆地和合肥前陆盆地组成一个典型的扇形背冲结构。

图4-9 六安-修水构造剖面示意图

2.双侧对冲关系
在南北形变域的关系上，双方构成一种双侧对冲(面对中新生代前陆盆地)关系(见图4-6)。即秦岭-大别造山带是由一系列北倾逆(掩)冲面形成的造山方向指向南的褶皱-推覆系统(图4-10)；包括川东-湘(鄂)西在内的广义的华南褶皱系是由一系列南倾的逆(掩)冲面造山方向指向北的褶皱-冲断系统(图4-10～图4-12)。
3.前陆盆地活动翼褶皱-冲断带上的分层分带性
作为一种由碰撞山链演化而来的山链前、后楔体上的褶皱-冲断系统，其本质是一种地壳内部不同深度、不同层位因而有不同变形和变位风格的外来系统(allochthon)。在一个形变域内，此种形变，具有在清晰的剖面上的分层性及平面上的分带性。“七五”期间，我们根据不同段落的形成时间，形变强弱，位移大小及滑脱面的深浅，将南北两个形变域，以不同形成时期的褶皱-冲断锋线(相当以下划分的C带)和递进不整合为界，从深到浅，从强到弱，分为ABCD4个带。兹以湘中-川中的横剖面为例(图4-13)加以说明。

图4-10 宣汉-灵宝地质地球物理综合解释剖面

(据地矿部第一综合物探队，1986；第二综合物探队，1987，经改编)
1—绿片岩相；2—壳内低速层(v-5.7～6.0km/s)；3—泥盆系；4—断裂；5—下古生界—中元古界(v-5.9～6.2km/s)；6—侵入岩体；7—主要断裂；8—古生界(v-5.9km/s)；9—太古宇；10—推测软流圈顶面

图4-11 下扬子区滁州-无锡构造横剖面示意图

A带(强变形带)：雪峰山及其以东的基底拆离(Basement decoupling)推覆带，也可称为“三变”(变形、变位、部分变质)带。
B带(较强变形带)：湘西(湘、黔、鄂)隔槽式褶皱冲断带，拆离面主要是沿着志留系软弱层，部分影响到震旦系和前震旦系，是一个变形变位较大的“两变”带。

图4-12 中扬子区构造形变特征示意图

1—上变形层(T3R)；2—中变形层(DT2)；3—下变形层(Z O)；4—主滑动层(S)；5—岩浆岩；6—增生基底(江南式)；7—结晶基底(川中式)

图4-13 南部变形域不同时期的递进推覆

此图来自川中-湘中详细地层对比、变形样式剖面、构造筛分及地层上下接触关系(整合、假整合、不整合)等大量资料
A—已变质、变位的强变形带(基底拆离带)；B—褶皱冲断较强变形带(薄皮构造外带)；C—褶皱冲断中等变形带(薄皮构造内带)；D—弱变形带(不同构造域的干涉带，历史上表现为区域性升降)
C带(中等变形带)：此地是指七曜山以西的川东隔挡式褶皱冲断带，是一个称得上典型的在基底之上具有3 种不同形变样式的非协调的薄皮构造带(刘和甫，1989)，其中以具有上三叠统或以侏罗系红层为主的同心(等厚)褶皱为特点；冲断或褶皱—冲断，全部发育在中下三叠统膏盐层和志留系两个主滑面之间；志留系以下断裂及褶皱均已不发育。本地区是四川目前发现工业性气田的一个主要地区(图4-14a—b)。

图4-14a 华蓥山背斜-云安厂背斜剖面图

(据刘和甫，1989)

图4-14b 川东(带)卧龙河气田北部横剖面图

(据李国玉，1987，经修编)
示剖面上的①②③层结构
D带(弱变形带，或干涉带)：指华蓥山以西广义的川中地区。诚如图4-15所示，本区虽属南北、东西不同形变域的弱形变区，但仍有以威远、磨溪为代表的主要形成于第三纪晚期的褶皱构造存在。这些构造的特征是：①一般都具有较大的闭合面积，最大者如威远背斜，三叠系香溪群顶面构造长轴92km，短轴30.8km，闭合面积1761km2(李国玉，1987，图8及说明)；②大部分构造，都具分层性，但主滑脱面为中下三叠系的膏盐层；③大部分构造都具有不同构造域的构造叠加干涉现象。如图4-16所示，不仅表示东南形变域的影响(代表北西—南东向的挤压)已到(过)了磨溪，同时在磨溪构造上见到来自大巴山的代表北西向构造影响的烙印。同样清楚的构造叠加现象还见于川东北地区(图4-17)。

图4-15 四川盆地江油-彭水构造横剖面图

(据钟特强，1982)
CMD—克拉通形变边缘；CM—克拉通边缘；CC—克拉通中央

图4-16 磨溪气田平面剖面图

(据四川石油管理局资料，1989)

图4-17 川东北宣汉地区两期不同方向构造叠加示意图

4.扬子陆内山链的形成是一个连续的、穿时的(同序异时)和递进的推覆过程
根据区域地质填图与地面观察，以不整合或递进不整合为主要依据，川东—湘西各带形成的时间及位置，以C带(即褶皱冲断带前锋带)为例，其情况是(参阅图4-18～图4-20)。
加里东期的碰撞或褶皱-冲断前缘，以泥盆系底部不整合为标志，到了江南-雪峰断裂。换言之，施洞口以西的广大地区(从湘西到川中)，在加里东期，是弱变形区的前渊。这可以从川东-川中古生界包括二叠系与奥陶系(川中缺失志留系—石炭系)的假整合关系得到佐证(参看图4-15)。
印支期的褶皱-冲断前锋端线到了江南-雪峰西缘的贵阳-江南断裂，这可以从该界线以西晚三叠世—早侏罗世煤系地层与其不同层位的递进不整合找到根据。
燕山中晚期褶皱-冲断前锋端线到了川东和湘西构造带分界的七曜山。根据是恩施、黔江所见上白垩统赛诺曼期与其下的递进不整合，以及在峡东所见石门组( )底部不整合(雷奕振，1987)。
喜马拉雅早、中期C带的西缘是现今的华蓥山，就是说川东褶皱冲断带是喜马拉雅早幕( )和中期(N1/E3)的产物(黄汲清，1981；刘鸿瑞等，1985)。

图4-18 在陆内俯冲时地壳叠加与壳-幔滑脱的几个阶段的剖面

(据J.F.Dewey，有修改)
(a～e)、(f)—岩石圈俯冲带向北移动的情况。点区代表大陆壳；竖线代表大洋岩石圈；空白区代表大陆岩石圈；虚线为片理；1～4为连续的几个主要逆冲带
川中的褶皱与断裂，主要是喜马拉雅晚期(Q1/N)的产物，是喜马拉雅期或喜马拉雅旋回的弱形变区和不同形变域的干涉区。虽然由于始新世以来的隆升(与青、藏、滇、黔等同时)，第三纪地层在四川大部分地区的存在和保存已无记录，但在川西仍能见到近于直立的庙坡砾岩(N1)与雅安砾岩(Q2)的不整合(刘鸿瑞，1985)。
5.陆内造山和陆内山链的形成是碰撞构造系统未达平衡的一种持续的水平挤压和走滑
由于运动(剪切)的发生不是依从一个统一的底板(Sole)，因此，与连续性、穿时性、分带性一起还形成了：
滑脱面的深度在北部变形域，是由北向南(从商丹断裂开始)变浅。根据矿物包体测温，大别山带出露的麻粒岩和角闪岩岩相，代表了一种深度在27～37km、温度650～850℃、压力800～1150MPa环境下，属于下地壳与岩石圈地幔之间的大体沿莫霍面的拆离和滑移；在南部变形域(江绍—武夷—云开一线以西)是自南往北变浅。由此推算大别山和江南-雪峰山一带的剥蚀量是巨大的。

图4-19 褶皱-冲断从强到弱(A-D)的分带性

(以湘中至川中为例)
图中数字为断裂编号：1—三江；2—革东；3—施洞口；4—贵阳；5—七曜山；6—华蓥山；7—龙泉山；8—龙门山；9—垭都-紫云；10—城口；11—万源；12—万源-利川
由褶皱-冲断或称地壳叠加楔(Crustal Staking Wedge)形成的A、B、C、D4个带，在北部变形域是北老南新，在南部是南老北新或东老西新。
6.滑脱变位的准原地性
由滑脱所产生的变位，根据野外地层岩相连续性及C、D带上的平衡剖面分析，表明位移距离的总效应都在50km以内。因此，变形是准原地性质的。
当我们根据以上特点来考虑形成陆内山链的地球动力学机制时，无疑应将非消减性地壳(大陆、岛弧、大洋群岛)间的碰撞摆在首位。这是因为，“与洋壳相反，陆壳无法插入地幔，因为它们太轻了。于是，一直在进行着的俯冲活动变慢，以至于完全停止。然而，既然陆块(因开合作用)仍趋于继续合拢，而陆壳又无法深深下插，于是地壳的这个带状地区便处于日益强化的压应力作用之中。一旦应力超过某个临界值，陆块边缘宽阔地带上就发生形变，山链于是形成”。(M·马托埃，1983，113～114页)。然而，当我们以上述方式来考虑陆内俯冲的动力时，把内陆山链作为一个序时的即随时间而迁移的体系，由于扬子现在处在我国青藏向东的延长带上，因而不应忘记中国西部始新世以来的滑线场，以及由此而产生的挤出作用和开合构造，对该区形变所产生的推波助澜的作用。

图4-20 陆内山链形成的穿时性和递进性——以雪峰山和湘西为例

(本图系作者请邱元禧教授据野外观察编绘，1990)

三江及邻区地壳的运动学特征
答：而三江地区存在的地壳内部上层相对底部的滞后、滑脱，使本区内部SN向断裂表现出右型走滑特征，也使得东部边界红河断裂表现更为复杂，在喜马拉雅晚期也呈现右行走滑特征。

新生代以来中国及邻区右旋运动依据
答：GPS观测表明(图3.9):受印度板块强烈冲挤,中国西部西藏块体地壳运动由南向北逐渐减慢,在西藏块体内部变形速率,南北向为7.0±2.3mm/a(缩短),东西向为7.4±2.3mm/a(伸长)(王琪等,1996),呈现南北向缩短,东西向伸展的块体特征(王小亚,2002);Molnar和Tap-ponnier(1975)认为,其主要来源于印度板块与欧亚板块之间的碰撞。

中国及邻区新生代以来右旋运动效应
答：通常认为是地壳特征元素的锡,存在壳源和幔源两类锡矿床(A.D.Shcheglov,1991),壳源锡矿床以高温石英脉、含锡云英岩和伟晶岩为代表,以出现锡石、黑钨矿(白钨矿)、辉钼矿稳定三元矿物组合为特征。幔源锡矿床更为复杂:①产于与构造岩浆活动有关的深断裂带、块状基底、环形构造,隐伏穿透性断裂中;②矿床与中酸性、...

中国大陆及其邻区软流圈结构和软流圈单元划分
答：位于俯冲岩石圈板片之上的软流圈呈蘑菇状，其流变学和密度差异所产生的力在浅部能够驱使山脉的运动。从全球范围来看，软流圈顶界面埋深平均为100 km。天然地震层析成像填绘出深数百公里的岩石圈/软流圈结构图像。由剪切波三维速度结构特征得出中国大陆内部软流圈顶界面埋深一般在70～120 km之间变化。

新生代以来中国及邻区右旋运动动力与模式
答：如果我们把青藏高原南部冈底斯的岩浆活动时期(65Ma~40Ma)作为印度板块与亚洲板块碰撞后因岩石圈加厚而停歇,而周缘的阿尔金断裂、塔什库尔干断裂、三江断裂作为应力释放区,那么它们大规模走滑时期应在40Ma之后,即导致中国及邻区具有较明显整体右旋运动特征的起始时间可能在40Ma左右。与此事件对应,在中国东部...

早古生代地史特征(华北和华南) 希望能从构造运动 古地理沉积特征 矿产...
答：二、 古地理沉积特征 （一） 华南下古生界及其地史特征The Early Palaeozoic History of South China 扬子区寒武纪时扬子区海侵广泛。在地层的岩石特征和空间分布上两分性十分明显。下统为泥砂质和碳酸盐沉积，地层完整，化石丰富，中、上统多为镁质碳酸盐沉积，化石稀少。剖面：宜昌剖面、滇东剖面（太多...

应用高精度GPS监测鲜水河断裂的现代地壳运动
答：【摘要】近年来用GPS对鲜水河断裂的活动性进行监测,获得了鲜水河断裂带及邻区的现代地壳运动速度矢量场。GPS结果表明鲜水河断裂的左旋走滑是由于西南盘的运动速度高于东北盘的表现,同时鲜水河断裂的南段速度高于北段的运动速率。鲜水河断裂的形成与印度板块东北角的南迦巴瓦—阿萨姆犄角向欧亚板块楔入有关,楔入的结...

...矿作用的地球化学分析——以长江中下游地区及邻区为例
答：简而言之,即一定性质的构造运动决定成岩、成矿作用的物质来源及成因机制。 长江中下游地区及邻区经历了长期地质构造演化。从总体上来看,研究区构造演化经历了三个大的时期。第一个时期为前震旦纪扬子(华北、华夏)陆块独立发展时期,形成了各具特征的基底和地壳结构。中新元古代扬子陆块东部南北两缘经历了沟、弧、...

中国及邻区大陆形成过程与大规模成矿
答：形成与地壳演化有关的含铁建造、镁、锰、金矿床。 2)震旦纪-三叠纪是中国及邻区大陆主体拼合时期,包含两个阶段:①古生代时期,中国及邻区的前寒武纪陆块会聚,邓晋福等(1996)称为自加里东开始大陆根会聚。标志是加里东、华力西运动,以中朝-塔里木陆块和西伯利亚陆块之间的古亚洲洋二叠纪末闭合为标志,与周边造山...

区域地壳运动
答：1. 印支期地壳运动 张家界地区印支期安源运动和桂西运动是非常重要的区域地壳运动。桂西运动系张文佑于 1943 年创名，发生于早中三叠世，导致大范围隆升剥蚀作用; 在武陵山及两侧邻区形成平行不整合与微角度不整合接触关系，如三官寺南侧中三叠统上部青灰色砂岩与紫红色粉砂岩呈微角度不整合接触关系 (...