大陆裂谷（张剪）盆地的结构，一般表现为隆坳相间、凹凸相间（或堑垒相间）排列；凹陷结构以单断箕状凹陷最发育为其特色，其次为不对称双断凹陷。一般，单断凹陷的分布在靠近隆起的部位，双断凹陷多发育在坳陷内部，且少见。

1单断箕状凹陷结构特征

单断箕状凹陷物源主要来自湖盆两岸，沿陡岸往往发育有水下扇，呈裙边状分布，个别发育有深水浊积扇；缓坡发育有扇三角洲、冲积扇，中央为湖区。若凹陷开阔，常常发育有中央潜山构造带或断裂构造带，凹陷结构较为复杂，在陡翼一侧发育有主洼槽，在缓翼一侧还可以形成次洼槽。

单断箕状凹陷根据内部结构和沉积特点还可以细分为：单断断槽式、单断断阶式、单断断超式和单断反转式4种类型（图1-3）。

（1）单断断槽式凹陷（洼槽）：即在单断凹陷中单边主断层的对面发育了一条相向而对的同沉积老断层，使之形成深洼槽，在断槽中形成了巨厚的成熟烃源层，油气资源十分丰富，如二连盆地阿南洼槽等。

（2）单断断阶式凹陷（洼槽）：在单断凹陷中与边界主断层平行发育有同向同生断层，在断根部位又形成次洼槽，发育有成熟烃源层，使油气更加丰富，如二连盆地淖仁淖尔凹陷等。

图1-3 裂谷盆地凹陷结构类型模式图

（3）单断断超式凹陷（洼槽）：在单断凹陷中由陡侧主断层的断根向缓坡沉积逐层超覆、减薄、尖灭。这类凹陷构造圈闭不太发育，主要在陡侧和斜坡带上发育有断鼻和断块等，如二连盆地乌里雅斯太凹陷等。

（4）单断反转式凹陷（洼槽）：这类凹陷的结构与单断断超式凹陷相似，不同的是这类凹陷后期构造发生反转，沉积中心产生转移，构造与储层不相匹配。这类凹陷如二连盆地巴音都兰凹陷。

一般来讲，单断凹陷主要有两种类型，即单断断槽式和单断断超式。这两类凹陷（洼槽）的形成主要取决于伸展活动的方式，若伸展活动的方式为推进式时，则形成单断断超式的凹陷（洼槽），或衍生的单断断阶式和单断反转式凹陷（洼槽）；若伸展活动的方式为平衡式时，则形成单断断槽式凹陷（图1-4）。

图1-4 典型单断凹陷伸展运动特征剖面图

2双断型凹陷（洼槽）结构特征

双断型凹陷两侧均以同生正断层为界，沉积上沿湖盆两岸主要分布有水下扇群，中央为湖区，相带清晰。一般为不对称式的双断型凹陷，如海拉尔盆地呼伦湖凹陷等。

双断型凹陷又分为双断地堑式和双断地垒式凹陷（图1-3）。

（1）双断地堑式凹陷（洼槽）：即两侧边界均为相向而掉的同生正断层，或在凹陷中央产生相向而掉的正断层形成次级地堑。

（2）双断地垒式凹陷（洼槽）：在两侧边界同生正断层的作用下，沉积物不断堆积加厚产生侧向挤压应力，导致凹陷中央发生相背而掉的正断层，从而在凹陷（洼槽）形成地垒，这类凹陷称之为双断地垒式凹陷（洼槽）。

上述凹陷类型中，一般以单断断槽式凹陷（洼槽）油气最丰富，其次是单断断阶式、单断断超式、单断反转式凹陷和双断式凹陷。但是不能绝对化，要视凹陷的具体地质特点和生烃条件而定。

3凹陷（洼槽）结构组合特征

图1-5 单断凹陷组合类型图

（据陈发景，2004）

凹陷（洼槽）结构组合分类多种多样。我国学者陈发景（2004）等研究：把单断凹陷（洼槽）结构组合分为同期同向组合、同期反向组合和不同期叠合类型（图1-5）。同期同向组合类型又分为串联式、并联式和雁行式；同期反向组合又分为相对式、相背式和正弦式；不同期迭合类型又分为独立型、相干型和继承型。

图1-6 冀中坳陷结构模式图

变换断层：①宝坻；②安新；③陵城；④衡水

如冀中坳陷表现最为典型（图1-6），在冀中坳陷的北部廊固凹陷、武清凹陷、徐水凹陷、霸州凹陷的结构为西断东超，凹陷结构组合为并联式；其南，饶阳凹陷则为东断西超，保定凹陷为西断东超，其凹陷结构组合为相对式。衡水断层以南，凹陷的规模变小，晋州凹陷、束鹿凹陷为东断西超，其凹陷结构组合为并联式和相对式。西部凹陷带的凹陷结构组合为串联式；东部凹陷带的凹陷结构组合为正弦式和串联式。这种变化是通过变换断层和变换带来进行调节。自北而南有：宝坻断层，使冀中坳陷与燕山褶皱带分离；安新变换断层和陵城变换断层，使冀中坳陷的北部和中部分隔；衡水变换断层，使冀中坳陷的中部和南部分开，从而形成了冀中坳陷南北分块的构造特点。

经过近十几年的努力，宽频地震探测的结果已经使我们获得了青藏高原上地幔各向异性分布的粗略轮廓。图951是由目前收集到的大部分资料编出的，主要包括中美合作格尔木-日喀则(曾融生等，1992，1996)、中美合作帕里-萨马达、萨马达-纳木错、德庆-龙尼错(KDNelson等，1993;DEMcNamara，1994;HuangWei-Chuang，2000)、中法合作定日-唐古拉山口(Hirn等，1995)、唐古拉山口-格尔木、茫崖-若羌、库车-克拉玛依、共和-玉树(姜枚等，1993，1995，1996，1998，2000)、叶城—狮泉河(薛光琦等)、新疆西部境外(PDavis，1997)、塔里木盆地南缘(高弘等，1997)等地震剖面资料。

图951 青藏高原及其周边地区剪切波各向异性图

从图951中可以看到，组成青藏高原的各个地体的内部一般都具有相近的各向异性方向，各地体上地幔各向异性方向多为北东向，以巴颜喀拉地体为例，其主体部分的各向异性方向在两条剖面上均以北东向为主，而且强度较大，沿格尔木-定日剖面，从沱沱河至昆仑山口都是沿北东方向，这是值得重视的特征，它与地表山系，主要构造断裂带以及褶皱的方向常常有较大夹角;图951提供的构造方向与各向异性方向的差异是非常清楚的实例。此方向应是上地幔物质运移的方向，是在印度板块和其他板块整体向北移动过程中上地幔物质的受剪切作用的运移方向，所以，这个方向在各地块中并不一致。但是大致以北东向为主，它反映了青藏高原所受应力作用的主要方向。在西藏南部喜马拉雅地区已作的震源机制研究也证实了印度板块俯冲到欧亚板块内所具有的北东向主应力方向和俯冲断层倾角小于35°的特征，反映了本区的动力学特征和隆升的模式(Fitch，1970;Monlar等，1973，1983;Chandra，1978;郑斯华，1992;张春贺，1999)。显而易见，作为物质运移方向，它与特提斯洋盆的开合，中生代以来的造山作用和板块拼接有密切关系。众所周知，上地幔各向异性的方向与强度主要取决于上地幔岩石中橄榄石等结晶矿物的主导排列方向，而岩石中片理面的方向平行于板块的界面。上地幔的横向不均匀性是引起S波分裂的主要原因。基于这样的出发点，我们可以提出以下结论:

(1)在青藏高原各地块内，引起S波分裂的上地幔岩石深度大约在200km范围上下，主要来自尖晶石橄榄岩到石榴子石橄榄岩晶格的定向排列。快速波与慢速波的时差δt常常超过10s，不可能来自地壳的浅部，同时，由于存在时差大于20s的观测结果说明上地幔在更大深度上可能也存在引起S波各向异性的不均匀性。

在200km以上在同一地块内具有地壳与上地幔形变的连贯性，各向异性方向相同，可能自太古宙克拉通它们就保持着平行作用，同时发生形变。从南向北，大致呈北东方向，到北部边缘逐步转向北东东和东西向。

在拉萨以北，较强的上地幔各向异性的方向是与印度板块向北东方向运动的主方向相吻合，这是非常重要的事实。岩石各向异性表明沿地震波传播速度较快的方向是受应力剪切作用较强的方向，依各向异性方向来推断主应力剪切作用方向。可以看到，在印度板块与欧亚板块的碰撞过程中青藏高原受挤压隆升的同时，组成青藏高原的各地块在南北向挤压力作用下，伴随隆升还有上地幔物质向两侧的挤出，显然，北部向东的挤出状况很明显。在拉萨地块北部，各向异性的快速波偏振方向亦逐渐转向北东向、东西向直到玛沁转为南东向，这是物质向南东方向挤出的显示(Silver，1988;GWittlinger，1998)。

(2)高原内部各地块各向异性的方向与各地块边界缝合线、断裂带及地表山脉走向不一致，这是由于上地幔的岩石中结晶矿物的排列受着地块北移的应力影响，在南北挤压力作用下碰撞、拼合、地壳增厚形成以近东西向为主的山系和断裂带、缝合线，它们的走向与各向异性方向不仅不会平行，而且可能有很大夹角，但在地壳缩短、增厚过程中地壳与上地幔实际上是连在一起的，同时发生形变(图952)。

(3)高原边缘以阿尼玛卿和阿尔金断裂带为代表的走滑断裂带附近，地震各向异性的方向平行于断裂带的走向，这种方向上的一致，表明地表观测资料所显示的活动断裂特征与上地幔各向异性特征有关系，在断裂活动的地质研究中，都表明走滑断裂是有较大深度的断裂，在这里上地幔物质的移动方向是与断裂一致的。在北昆仑断裂上亦具有同样特征。这里不仅地壳增厚、山脉形成，而且上地幔物质的运移并不是一直在沿着俯冲带向下移动，而可能是进入地幔的密度大的冷地壳成为上地幔物质移动的新障碍，使上地幔物质向两侧挤出，推动着走滑断裂的活动。这样各向异性与断裂山系方向也就大致相同了(见图952)。

图952 昆南走滑断裂带及两侧构造平面图(据许志琴，1994)

951 沿缝合带和走滑断裂的上地幔各向异性特征

图951中，玉树附近，玛沁、温泉、格尔木、阿尔金山一带均出现一些与缝合带、走滑断裂平行的各向异性观测结果。这在青藏高原北部、东部是个普遍现象。这与上地幔物质运移方向的改变有直接关系。

事实上，自印度板块与欧亚板块碰撞(60Ma)以来，各板块之间的作用没有停止，强大的会聚力形成了延续的变形。板块的碰撞、俯冲使上地幔物质在向北东方向运动的过程中受到了俯冲带的阻挡，在南北挤压下，就会沿走滑断裂向两侧挤出。在青藏高原东北部主要表现为向东的挤出。上地幔岩石圈的各向异性方向与挤出的方向一致，相对强度大。

图952是昆南走滑断裂带及其两侧的构造平面图，在巴颜喀拉-松甘地体、羌塘地体内各向异性方向明显与断裂、褶皱的方向有较大夹角。可是，到达昆南断裂，特别是向东挤出的阿尼玛卿缝合带附近，各向异性的方向改变成NW向，与其平行。值得提到的是，在分析上地幔各向异性的特征时，我们注意到:

青藏高原北部沿着茫崖—格尔木—玛沁一线的各向异性是变化的，它表明在同一条断裂带上具有不同的断裂性质。实际上，位于东昆仑地体与巴颜喀拉-松甘地体之间显示古特提斯洋盆特征的阿尼玛卿构造带在应变形式及机制上具有分段性特征，西段(布青山以西)以左行走滑运动为主，又称昆南走滑断层，中段(布青山至花石峡)以斜冲运动为主，东段(花石峡—玛沁)转化为由北往南的逆冲运动(许志琴，1994)，各向异性的方向亦与断裂一致。

宽5～6km的糜棱岩带及高剪切应变岩石构成了中-西段大型走滑韧性剪切带主体。研究表明，剪切带的岩石组合主要为花岗质糜棱岩、千糜岩、片麻岩、云母片岩以及角闪片岩等，面理倾角较陡(北倾)，拉伸线理呈水平产出，旋转应变及石英C轴组构呈现了左行走滑特征。后期的脆性应变叠置在韧性应变之上，沿剪切带碎裂岩的发育，雁行式地表高地、地表凹陷及河流阶地的错开均指示出左行走滑特征。

沿走滑带及北侧的花岗岩均为剪切应变产生的同构造花岗岩。走滑断层东段(花石峡一带)缩短方向为30°～45°E，NE—SW向缩短率为70%～80%，近EW向缩短率为15%;西段(昆仑山口一带)缩短方向20°～30°E，缩短率为60%(李海兵，1996)，伴随走滑的同构造花岗岩的形成时代(240～220Ma，150～140Ma，120～100Ma以及20Ma)基本可以代表剪切带走滑的时代，表明韧性走滑开始于T2—3，直至20Ma，20Ma以来为脆性走滑性质。

与金沙江断裂带同样具左行走滑性质，从印支期直至20Ma由韧性向脆性转化表明，位于高原北部的地体从印支期开始便产生逐一向东挤出的运动。在东部各向异性方向亦与断裂方向一致。

位于羌塘地体内部，唐古拉山口东西带，存在着各向异性方向变化的位置，从北东方向转变成近东西向，再向北又变成安多附近的北东向，这种变化出现在羌塘地体的不同剖面上，这可能表明在羌塘地体内存在着一个阻碍物质运动的剪切带，将方向转变成近东西方向。同时，前面已提到，在拉萨地体北部距BNS100km处，各向异性也存在方向和强度突变的位置可能正是印度板块岩石圈向北推进的位置，也正是两处Δg低的位置，而此位置与雅江之间的一段，陈望平认为欧亚板块与印度板块相重叠的印度板块北端位于此处(见图952)。这个推论有道理，可是位置与BNS有一定距离，我们在多个剖面上发现各向异性的突变位置在BNS带的两侧，既不是在BNS带上，也不在ITS带上。

952 各向异性特征与上地幔低速体关系

在青藏高原范围内已经获得的上地幔各向异性的强度大小与方向均与岩石圈的低速体有明显的关系。在巴颜喀拉地体内观测到强度较大的北东向各向异性(见图951)。与其边缘断裂附近的各向异性的方向不同，在地体范围内北东向异常正是岩石圈现今所受应力的方向，表示上地幔物质运移的方向。其强度亦较大，此处在地震层析的速度图像上具有低速体(见彩图22)，位于200km深度的上下100km范围内，可能正是软流圈物质上升的显示，热物质侵入到上地幔上部，部分又继续上升到下地壳，甚至可能还与地表的火山岩有关。正是上地幔的热物质使岩石晶体沿着现今应力的方向重新排列。产生了较强的各向异性。

相反，在稳定地块如塔里木盆地内，往往见不到明显的各向异性的异常(见图951)，在塔里木盆地南缘的少数台站上观测得到的各向异性没有肯定的方向(高锐，2000)。

953 地体东西的各向异性对比

从图951中首先可以看到狮泉河以北段的各向异性特征，该处的台站正位于班公错-怒江断裂的西端，临近空喀山断裂和喀喇昆仑断裂，所得到的各向异性方向大致为北东方向，在穿过班公错-怒江断裂时其方向没有发生变化，其方向发生明显变化的位置是在南端狮泉河附近，离开班公错-怒江断裂带约100km，各向异性方向转成近东西向。这个特征与前面各向异性分析已指出的特征惊人的相似。在唐古拉山口以南穿过班公错-怒江断裂带时同样没有改变其北东方向，其发生变化的位置正好也在断裂带以南100多千米处，即拉萨向北100km处。两条相距近1000km的剖面，其结构如此相似，进一步说明如下:

第一，羌塘地体岩石圈固有的各向异性方向为北东向，它们在青藏高原各地体拼合过程中受印度板块向北推进的影响，长期受北东向构造作用的影响而形成，该地体岩石圈的各向异性，当然也可能是更早期构造作用下形成的固有的方向，只是其方向在地体拼合过程中其内部没有发生大变化，从唐古拉山口到日土的羌塘地体保留着此方向的稳定性。

第二，班公错-怒江断裂带作为羌塘地体与拉萨地体的分界线主要是地表的分界的位置，在深部，岩石圈的分界线应在断裂带以南100km处，或以北的唐古拉山口一带。

954 青藏高原电性结构及其对岩石圈研究的意义

大地电磁法是一种天然源的频率域电磁法。它以天然的平面电磁波为场源，通过在地表观测相互正交的电磁场分量来获取地下地电构造信息。由于天然场中含有从高频到低频丰富的频率成分，而不同频率成分的电磁波具有不同的穿透(趋肤)深度，因而大地电磁法能达到测深的目的。在研究壳幔构造方面，大地电磁法和地震方法一起被视为两大支柱方法，两者相互验证、相互补充，在世界范围内解决大陆动力学问题方面已有许多成功的应用范例。

9541 野外数据采集

根据研究目标，在西藏近南北向布设了横跨青藏高原的3条大地电磁测深剖面，测线位置见图419。野外工作分别于1995年和1999年夏天进行，共完成测点92个，其中宽频测点92个，LIMS测点57个，沿南北剖面总长度近1200km。从南往北，第一条是亚东-雪古拉剖面(简称100线)，南起高喜马拉雅构造带的亚东，向北横穿特提斯喜马拉雅，抵达冈底斯构造带南部的雪古拉，剖面全长250km，沿剖面布置29个测点(其中24个LIMS测点);第二条是达孜-巴木错剖面，剖面全长185km，沿剖面布置16个测点(其中8个LIMS测点);第三条是那曲-格尔木剖面，剖面全长507km，沿剖面布置47个测点(其中25个LIMS测点)。

以上3条测线多数点距在10km左右，少数点距放宽到20～30km，重点构造和关键地段作加密观测。

野外数据采集将宽频带大地电磁系统(V5和MT24)和超长周期大地电磁系统(LIMS系统)配套使用。宽频带仪器具有遥感远参考的功能，其工作频率范围在250～00005Hz之间。为确保宽频带数据质量，每个测点的记录时间不少于20h。LIMS系统是目前用于观测长周期大地电磁场信号最先进的仪器，是加拿大凤凰(PHOENIX)公司生产的，采集信号的周期在20～30000s之间。为了保证获得高质量的长周期数据，一般是多台LIMS系统同时工作，每个LIMS测站都可互为参考，实现远参考技术，每个测点的记录时间一般在三个星期以上。

9542 资料处理与反演

在对西藏大地电磁资料的处理中，系统应用了现代大地电磁数据处理和反演技术，在方法技术上为获取可靠的地电模型提供了保证。具体体现在:

(1)时间序列资料的处理。首先对所有测点的时间序列资料进行了筛选，然后采用了带远参考的ROBUST估计处理时间序列资料，最大限度地保证了估计出的大地电磁响应的质量。

(2)两种仪器资料的拼接和个别频点畸变资料的校正。在西藏采集的大地电磁资料，由于是采用两套不同的仪器系统观测的结果，在对资料进行拼接时，个别测点发现视电阻率资料间有小的平移，相位资料连接得很好，对于这种测点，应用RHOPLUS理论，以LIMS资料为准对MT24仪器的视电阻率资料进行了严格的处理。对于个别频点值的分布不正常，或者几个连续的频点不正常的情况，也同样运用RHOPLUS理论对其进行了严格的校正。

(3)对地下地质体构造走向的确定。对拼接后的每个点的资料，均进行了阻抗张量分解。分解结果表明:对于3条测线，大部分测点在大部分频段范围内具有近东西向的区域走向分布，也有部分测点三维畸变程度比较严重。

(4)二维反演。由于3条测线大部分测点具有近东西向的区域构造走向，因此进行二维反演时，剖面的投影方向为南北向。实际测点的分布并不是严格分布在南北向的直线上，为此，把每个测点均垂直投影到南北向的直线上，以获得与区域二维构造平行和垂直的大地电磁响应(即TE和TM模式)。由于TM模式的数据相对于TE模式的数据来说对局部三维体的影响不太敏感，考虑到每条测线均有部分测点三维畸变比较严重的情况，笔者采用共轭梯度反演法，对每条测线均选取TM极化模式的视电阻率和阻抗相位数据参与反演，获得了3条剖面电阻率模型，将3条剖面拼接，形成了亚东-格尔木剖面的电阻率分布图(彩图28)。

9543 亚东-格尔木剖面的电阻率结构特点及其对岩石圈研究的意义

青藏地区亚东-格尔木大地电磁剖面从电性层分布、低、高阻体形态与产状上看大体可划为3段:①那曲以南地段，电性层比较薄，低阻体多呈串珠状断续分布，产状明显北倾，倾角在20°～30°左右。②那曲-雁石坪地段，电性层厚度有所增加，低阻体或高阻体呈近于水平薄板状分布。③雁石坪以北地段，电性层厚度较大，低阻体呈大透镜体状较连续地向南倾，倾角40°左右。

上述3个地段的电性层差异，主要受印度板块和欧亚大陆碰撞机制及其岩浆活动性的控制。

大量地质资料表明，印度板块是以不均衡的速度向欧亚大陆碰撞的，其前锋在现今的帕米尔高原，相当于巴基斯坦—塔吉克斯坦一带，而其两侧翼则以与轴线60°夹角向东西两侧展开，因而在碰撞带不同部位上应力场将有所差异。中国青藏地区是处于其东侧的复合应力场环境中。它一方面承受着由南向北俯冲而产生的纵向压应力，另一方面又受侧翼的横向拉张而产生的剪切应力(许志琴，1996，2004;袁学诚，2005;葛晓虹，2002;PTapponnier，2001)。

在青藏地区纵向压应力由于受北部塔里木刚性体的影响使不同的地段有不同的状态。在雅鲁藏布江附近，纵向压应力最为显著，规模较大，明显向北倾斜，从而使前中生代地层叠置、变质、变形、破裂，并散布于地壳表层，构成了连续的高阻体。在北部的格尔木—雁石坪一带则出现一系列的向南倾斜的推覆构造，并且愈向北，倾角愈陡。如在藏北、青海西部等地所见的前古生代地层不整合在中生代地层之上。这种现象在某种意义上反映了印度板块向北俯冲时，元古宙已固结的塔里木刚性地块相对地向南运移，它不但造成南倾的高阻的前古生代地层在浅部分布，而且使格尔木—昆仑山一带结晶基底向南深埋(Wittlinger，1996，1998;XuZQ，1999)。

横向拉伸最主要表现在北东向和北西向一组剪切构造上，这组构造在浅部将岩层切割成一个个断体，为岩浆活动提供了空间。而在深部这组构造将极大地影响深部物质的运移。例如在天然地震的剪切波各向异性上，在高喜玛拉雅为NW向，而在拉萨—安多—格尔木一致为NE向，反映了岩石圈物质运移的动向(AHirn，1995;JiangMei，2003;姜枚，1996，1999;史大年，1996)。

彩图29给出了亚东-格尔木剖面的远震地震层析图像，从100km以上的相对速度的变化可以看出，该图的高速、低速体的分布特征与彩图28的高阻、低阻体的分布特征有许多的相似之处。从这种对比中，结合地质研究可以作出进一步的分析。

在上述构造背景下，与地球物理场分布有密切关系的区域岩浆作用，其形成时期，主要岩性、产状以及岩石的物性上都有明显差异。在那曲以南，岩体以喜马拉雅期和燕山期为主，除蛇绿岩外主要为浅色花岗岩，并且区域动力变质与混合岩化比较普遍，反映了熔融作用十分发育，岩体规模大，多为岩基状，在物性上属低阻、低速。在那曲—雁石坪之间，岩体以燕山期为主，喜马拉雅期次之，多为花岗岩、花岗闪长岩，局部见新生代玄武岩或玄武安山岩，规模较小，呈小岩株，受断裂构造控制，在物性上多为中阻、中速，个别为低阻。在雁石坪以北，以华力西期岩体为主，其次为印支期，多为花岗闪长岩，并由大小不一的岩株、岩基组成岩带，受控于构造带(崔军文，1992;青海省地质图，1988;西藏自治区地质图，1988)。岩体多为高阻、高速，少数为中阻、中速。

上述构造和岩浆岩特点分布表明，亚东-格尔木大地电磁剖面在那曲以南地段，由于受印度板块向欧亚大陆板块俯冲的影响，沿着俯冲带产生了广泛的熔融或部分熔融，构成了一个低阻带。而其上覆由于受纵向挤压作用使前中生代地层重叠、变质、变形，形成一高阻带。然而上述的高阻带与低阻带在横向剪切构造作用下均成为小块状。因此在这一带不论是高阻体，还是低阻体，在50km以上均呈串珠状断续分布，并受俯冲作用控制，明显向北缓倾斜，而在50km以下仍反映青藏地区的岩石圈特征，呈一高阻、高速体。

在剖面北部，相当于雁石坪以北地段，由于印度板块向北俯冲时使刚性的塔里木地块相对南移，垫托在青藏高原之下，而表层的推覆构造又将下伏的前古生代变质岩系推到浅部，从而在剖面上出现了深部大面积南倾的高阻、高速体，和浅部(50km以上)孤立的高阻、高速体。在这过程中熔融作用比较微弱，至今没有发现与其相伴的中新生代岩体。虽然这一带印支期和华力西期岩体也比较发育，从成岩性质讲亦属熔融作用产物，但其形成时限至今已超过200Ma，基本冷却了，与基底的长英质岩石物性没有多大差别，所以不可能构成局部明显低阻、低速体(带)，因此在剖面900km附近(50km以下)有一较大规模低阻体出现，很难用中新生代或华力西期、印支期部分熔融产物来解释。它的出现可能是深部热流作用的结果，可能正是所谓地幔羽的一部分，也就是该处可能存在一个热源或深部岩浆活动区(许志琴，2004;XuZQ，1999)。

在剖面中部，相当于那曲至雁石坪之间。这是高原的腹地，也是印度板块向北俯冲，刚性塔里木地块相对南移共同影响的关联地区。从大地电磁剖面看，由南向北倾斜的串珠状低阻体在那曲附近(500km附近)逐渐向下延伸，而由北向南延伸的低阻体在雁石坪附近呈水平产出(700km附近)，这说明南、北相向运动不是对称的。相对而言由南向北运移倾角比由北向南的陡，速度比后者快，因而在此处交汇叠置时呈现较平缓的产状。

这种构造特征在区域横向剪切构造作用下必然形成大面积的沉陷，接受了巨厚的中、新生代沉积，成为青藏高原海拔最高地区和特有的负磁异常区，同时在横向剪切构造作用下导致了深部玄武岩浆沿着构造交叉部位喷溢，形成了规模不等、形状不一的(安山)玄武岩体，反映了该区又是地幔活动频繁地带。

2人3人的梯形。

5人队形最常用的是横排，斜排，竖列，2人3人的梯形，围成圆，非对称。

群舞队形有一字排列形、雁行式、散点式、圆圈式等。一字排列形是每个舞者面对观众一字排开，雁行式是将中间位置的突出来，其它位置的依次退后些。

青藏川滇反S型构造体系，按它所伸展的地区，又称青藏滇缅印尼歹字型构造体系。它出现在中国西南部和西部地区，向南或东南经东南亚至印度尼西亚西部。它的头部及其外围褶皱带，散布在青海、甘肃、西藏和川西北地区;它的中部，通过藏东和川滇西部进入缅甸、泰国、老挝和越南的部分地区;它的尾部，主要展布在东南亚地区。这些复杂、巨大的弯曲褶皱带，一般褶皱幅度都很大，它们成大体相似的弧形展布，其头部最外围，可能影响到祁连山北侧，以至河西走廊地带。由北而南主要有以下5个复式褶皱带:

(1)疏勒南山褶皱带

它以疏勒南山断裂带及其西南侧以海相三叠系组成的复向斜为主体，有中生代早期的中酸性体断续分布，略成带出现，并有超基性掺杂其中。

疏勒南山褶皱带，形迹显著，规模巨大，延伸较远，发育时间较为长久。此断裂带向东南经夏河、岷县，插入秦岭－昆仑纬向带中，向西北经野马南山、党河南山一带，由北西转至近东西向伸延;再西到当金山口和阿尔金山的东北段，构造线转向北东东，与祁吕贺兰山字型构造体系的西翼反射弧的断裂接复合。这一断裂带，是青海、甘肃地区三叠纪时的海陆分界地带，它以北为陆相三叠系分布地区，以南是海相三叠系展布地区。从现有资料看来，这一断裂不仅控制了三叠纪的海陆分布，而且对三叠纪的海陆分布，也同样起着控制作用，甚至在石炭纪也有一定表现，即南海北陆的沉积型相和古地理环境，绝非到三叠纪才有，三叠纪以前很久就开始了。在这一断裂带中及其以南地区，早中生代酸性岩类普遍发育，且成带分布，晚古生代或中生代的含铬超基性岩类亦沿断裂带断续分布成带出现。而在这一大断裂的北部地区，即祁连山主体部分的酸性和超基性岩类多系早古生代末或晚古生代早期产物，它们沿早古生代末期所成的北西西向南山构造带分布，显然分属于不同体系所控制的产物。无论从地层沉积、岩浆活动等成岩成矿和地质发展历程看来，疏勒南山断裂无疑是一个重要的地质分界线，我们将其视为歹字型头部外转褶皱带的北部边界地带。

(2)哈拉湖－青海湖－岷县复向斜

处于前述断裂的南侧，青海南山以北地区，由几个斜列的大向斜组成，海相三叠系由西北而东南逐渐增厚，在哈拉湖至青海湖之间，三叠系各统均存在，其总厚度达1500m左右，一般未变质，岩层变动轻微，岩性较均一，以碎屑岩为主夹灰岩，岩相稳定，中、下统为海相，上统转为海陆交互相—陆相，与下伏海相二叠系为连续沉积;在天峻以西，下三叠统有含铜砂岩层。甘青交界地带至甘南岷县武都地区则为轻变质类复理式沉积，厚度可达数千米。因其复合在秦岭－昆仑纬向带之上，故在尖扎等地见与下伏二叠系为不整合接触，在走向上近东西或北西西。

(3)青海南山－绿梁山褶皱带

它从柴达木北缘的赛什腾山、绿梁山到锡铁山至青海南山一线，为归并或重接于早古生代末期所形成的北西西向复背斜之上的一个构造带。此带褶皱、断裂皆发育，三叠纪前的老地层则北往南逆冲于三叠系、侏罗系以至第三系(古近－新近系)之上，如拉脊山等地均可见此种推覆构造。这些断裂带一般显示有水平扭动迹象，沿断裂带见有晚古生代—中生代的基性岩、酸性岩类，部分地段如乌兰等地有强烈的混合岩化现象。此褶皱带经乌兰向东南伸延，斜接在纬向带之上，向西北在苏干湖以北渐转南北，经多罗尔什复转北西西至东西，在安南坝南侧复合在阿尔金山北东东向祁吕贺兰山字型西翼反射弧成分之上，构成了一个反S型构造带。

(4)柴达木盆地

根据古地理分析，从侏罗纪就开始坳陷，新生代伴随歹字型构造体系发展的强大影响，发生剧烈坳陷，一般沉积厚达4000～5000m;在盆地中部台吉乃尔湖两侧沉积稍厚，可达6000～7000m。其主要构造形迹，大都是新生代构造运动的产物，为一系列雁行式多字型、反S型等次级旋扭构造体系所组成。

(5)祁漫塔格－积石山复褶皱带

它由祁漫塔格复背斜、积石山复背斜和其两侧的大断裂带组成。它们的两翼，在积石山一带为三叠系，祁漫塔格一带为新生或晚古生代后期岩所组成。这两个复背斜都伸入秦岭－昆仑纬向带中而消失，但与之平行的断裂带则延续到格尔木附近，它斜切了整个秦岭－昆仑纬向带。沿复背斜轴部和两侧的大断裂带，则有基性、超基性岩体侵入，断续出现，约略成带。复背斜中的次级褶皱亦显雁行排列，而且常见老地层被推覆到成串珠状分布的第三系(古近－新近系)红层之上，近代历史地震资料表明，它是一个活动性的构造带。

青藏川滇歹字型构造体系的主体，分布在昆仑山以南，包括可可西里、巴颜喀拉、唐古拉、念青唐古拉、伯舒拉岭、他念他翁、沙鲁里、怒山、高黎贡、无量山、哀牢山等山脉。这些复杂巨大的弯曲褶皱带，一般幅度甚大，并有时有大型垂直断裂和横冲断裂伴随，这大致呈相似形态，在昌都、玉树地区弯转颇为显著，从云南西北地区，褶轴逐渐转向正南，并分东西两支。它们的主要构造形迹由一系列北西－南东或北西－南北－南东走向的反多字型或反S型的复式褶皱带所组成，褶皱、断裂均很发育，规模巨大，驰骋千里，与经向、纬向等巨型体系复合，构成复杂而庞大的构造体系。

东支的主干为金沙江、澜沧江之间的宁静山脉和它以东的沙鲁里山、大雪山及其南部的哀牢山、无量山等构造带，向东南延进入越南和老挝北部，直达海边。

综上所述，青藏川滇歹字型构造体系的主要构造形迹，无论空间展布、组合规律方面或是对成岩、成矿的控制方面，都有其一定的特征或规律性。

这一体系的主要构造形迹，都是以扭压性为主，它的主体成分的中段，挤压极为强烈，头尾两部分扭性特征较为显著。

从组合形态和空间展布上看来，它的头部是一套略呈弧形弯曲的反S型褶皱带所组成，而每褶皱带中的次级褶皱和断裂，一般均由反S型构造所构成，其总体走向是北西－南东，部分地区其两端角度偏大，似呈反S型状伸延。它的主体成分则由一系列大型反S型褶皱带或岩带组成，而每一反S型褶皱带或岩带，又为次一级的呈反S型排列的褶皱、断裂或岩体、岩体群所构成。它们的三、四级构造形迹，在组合上亦多与此类似。这一现象是青藏川滇歹字型体系的构造形迹在组合规律上的一个显著特征。它们共同显示出这一体系所遭受的运动，具有外旋顺时针扭动的特点。就这一体系的每一主要褶皱带来说，它的各个部位显示的变形强度及幅度也和这个体系的总体特征一样，两端的褶皱比较宽缓，断裂多为扭压性，顺时针扭动的迹象明显;而中部则一般挤压甚为剧烈，形迹十分显著，褶皱紧密以至倒转等复式褶皱特征，冲断发育，规模巨大，扭动迹象不太明显。

从岩浆活动看来:青藏川滇反S型体系展布地区岩浆活动相当频繁而强烈。从古生代以来，一直到新生代，均有火山喷发和侵入活动，尤以晚古生代最盛。喷发岩系从基性到酸性、碱性喷发岩类都有所出现。晚古生代喷发岩，以得荣－哀牢山复背斜带最为发育，在南祁连山、祁漫塔格山、积石山、甘孜—理塘一带都有所见。中生代喷发岩，主要见于积石山－祁漫塔格复背斜附近和澜沧江—金沙江之间宁静山复向斜和雅江－甘孜复向斜等构造带中，以三叠纪喷发最为强烈。侏罗－白垩纪的喷发岩，则主要见于怒江以西伯舒拉岭等地，而新生代喷发岩，则仅见于金沙江以西至云南剑腾冲一带。该体系主要褶皱带的侵入活动极为强烈而广泛，以酸性、中酸盐岩体为主，常成一系列巨大的岩带出现，它们成反S型。古生代岩体主要出现于得荣－哀牢山复背斜带的北段。中生代岩体广布，常为找寻内生矿产的有利地段，与其有关的各类矿产近年来多有发现。得荣－哀牢山复背斜东西两侧岩浆活动有差别，其东以三叠纪侵入活动为主，其西则以侏罗－白垩纪侵入活动为主，有东早西晚之势。

青藏川滇反S型体系的主褶皱带中，常有超基性岩带相伴出现，主要见于得荣－哀牢山褶皱带、炉霍—康定—石棉的鲜水河断裂带、甘孜－理塘复背斜带、丁青－怒江断裂带、积石山复背斜、疏勒南山断裂带等，它们常形成铬、铂、铜镍和石棉等重要矿床或矿化带。

沿反S型主体中段的几个主要褶皱带，混合岩化和变质程度都普遍加深，这些深变质带或混合岩化带，一般都与大型冲断带相伴，形成以动力变质为主的构造岩浆深度变质带或混合岩化带，突出的有金沙江－哀牢山深变质带、高黎贡山－怒山深变质带和察隅构造岩浆杂岩带。这些岩带有时宽达30多千米，长达数百千米乃至近1000km，它们同属于S字型主体构造带与滇西经向构造体系的主要构造带相重接复合的地段，只有哀牢山带是出现在其与经向体系的复合地段，变质作用加深，岩浆活动和混合岩化得以加强，因而出现一些多次热动力作用造成的复杂变质带。

从沉积型和海陆变化情况看来，青藏川滇反S型构造体系的若干主要断裂带，具有长期持续活动的特点，它们在歹字型体系的发展历程中，无论对沉积型相或岩浆活动等均有一定的控制作用。如疏勒南山断裂带，它不仅控制了二叠纪、三叠纪的海陆分布，对二叠纪以来的外生矿产亦有控制作用，如二叠纪至侏罗纪的煤系和侏罗纪以来形成的柴达木盆地中的石油、天然气和盐类矿产等。沿此断裂带的岩浆活动，亦与反S型主体部位基本一致，而与其北的祁连地区差别甚大。积石山两侧断裂带，它斜切秦岭－昆仑纬向带，从沉积型相上看，自二叠纪以来，积石山、西倾山一带，纬向带出现了一个大的缺口，成为二叠、三叠纪海水进退的必经之路，从而使南祁连以至阿尔金山东南侧和甘肃武都岷县间广大地区与青海南部巴颜喀拉山地区的海水连成一片，皆作北西－南东向展布。尽管各地岩相有较大差异，但其生物群皆为同一海区，而且在西倾山、同仁尖扎一带之三叠系与巴颜喀拉山群很为相似，其厚度最大可达近万米，一般为3000～5000m，看来它们皆属歹字型构造体系所控制。这需略加提及的是:在积石山以北，南祁连到武都岷县之间，三叠系在横向上有很大变化，西段从哈拉湖到青海湖一带及其以西之地层由西向东增厚，而甘肃南部地区则是由东向西增厚，它们这种变化，似乎反映了大约在东经101°有一个可能是近南北向坳陷较深的槽子存在。

得荣－哀牢山复背斜及其两侧的断裂带，自上古生代以来，一直对其两侧的沉积相、岩浆活动等起着重要控制作用。在这个褶皱带以西，三叠系向西北伸至唐古拉山地区，大部属上三叠统，直接露于古生代岩系之上，厚约3000m。在这一褶皱带以东，三叠系较全。主要为浅海－滨海相沉积夹火山岩，厚6000～7000m;从此更往东至甘孜—雅江和巴颜喀拉山地区，变成浅海砂页岩夹灰岩、火山岩等类复理石沉积，厚近万米。这无疑表明，这一构造带对沉积的控制是极明显的。而侏罗纪的海陆分布亦大体以得荣－哀牢褶皱带为界，分为东西两个不同的地区;其西从无量山经兰坪、他念他翁至昌都以至唐古拉等广大地区为海相沉积，并夹火山岩;其东侧为陆相沉积，以红色岩相为主，出现西海东陆的环境。自新生代以来，东西两个地区除柴达木盆地外均为一系列多字型展布的小型盆地分布。

青藏川滇歹字型构造体系何时出现，据现有资料看来。这一超巨型构造体系，似乎从晚古生代中后期就开始发育，这可从控制了二叠系沉积得以证明。更早时期它是否已出现从泥盆系—石炭系的展布和外生矿产的形成及分布看，迹象还是隐约可见的，但它的雏形主要在二叠纪末期奠定的。祁连南山一带二叠系、三叠系为连续沉积，三叠纪及中生代岩浆活动普遍受其控制。因此，三叠纪主要构造运动形成了这一体系的基本骨架。经过后来的燕山运动，这一体系得以加强，到第三纪(古近－新近纪)中叶，即喜马拉雅运动时期，达到了最高峰。晚近纪以来，它仍在继续较强烈的活动。并向北发展，影响到河西走廊一带。这一扭动构造体系，具有显著的近代活动性，它的若干主要活动性断裂带，导致了川滇西部、藏东和甘肃中南部地区一系列强震的发生，尤其它们与经向或纬向等大型构造体系复合地区，地震多且强。

分布着四组方向的断裂，断裂延伸方向以NE向和NW向为主，其次为EW向，SN向断裂较少（图2-11）。通过对准噶尔盆地深部构造层的112条断裂的走向进行统计分析发现：NE向断裂体系约占总数的38%，NW向断裂体系约占总数的32%，EW向断裂体系约占断裂总数的25%，SN向断裂体系约占总数的5%，其中NE、NW向断裂体系对盆地早期的沉积发育起着重要的控制作用。从断裂发育的地区来看，NW向断裂体系主要发育于盆地的腹部、中央隆起及其东部地区；NE向断裂体系主要发育于盆地西北缘及其东部地区，腹部地区也有发育，断裂呈雁行排列，表现为压性和左旋压扭性；EW向断裂体系主要发育在盆地北部、克拉美丽山前、博格达山前、伊林黑比尔根山前；SN向断裂体系主要分布于东部隆起和西部隆起之上，西部隆起以红车断裂带为代表。

准噶尔盆地腹部层序地层及隐蔽圈闭识别

由于受到多期构造运动的影响，断裂在平面和剖面上的组合样式表现出了多样性。单条断裂展布有直线型、波浪型、S型、反S型和弧型，平面组合则呈平行式、交接式、斜列式、雁行式、条带状等，其中，断裂在盆地腹部和南缘的雁行式排列，反映了这些地区在地史演化过程中，不仅受到挤压、拉伸，同时，还受到右行走滑作用力的影响。在剖面上组合样式主要有：①叠瓦状逆冲断裂组合，主要分布在盆地西北缘、东北缘和南缘前缘逆冲断裂带；②双断背冲式断裂组合，主要分布在盆地腹部地区；③Y字型断裂组合，主要分布在西北缘、准东和南缘的前缘冲断褶皱背斜带；④花状断裂组合，在南缘和腹部莫北地区发育；⑤堑垒式组合，分布在盆地腹部和西北缘红车断裂带。

断裂受力强度由大到小依次为：东北缘、西北缘、南缘、腹部。断裂活动存在多期性，一些海西、印支期形成的断裂，燕山期又进一步活动并断开侏罗系。盆地边缘及深部以挤压（扭）断裂为主，腹部侏罗系以张（扭）性断裂为主。