两种观点
第一种为印象派观点，即传统的用某种背景中主要构造的发展顺序来预测其它地区构造发展顺序的观点，具有主观性。本文强调了喜马拉雅-西藏造山体系过去50Ma来的演化历史，试图反映20世纪末喜马拉雅-西藏造山体系的研究程度。
第二种为新印象派观点，即识别出在造山带演化过程中导致发生造山作用的那些过程，并探讨在定义造山带行为时这些作用过程是怎样在一起进行活动的。其本质是要了解整体，必须先了解它的每一个组成部分。本文对喜马拉雅-西藏造山体系而言，试图回答这些问题：今天定义这个特殊体系的行为时必不可少的作用过程是什么？它们在时间上能够向后回溯多远？它们能够告诉我们关于造山作用更多的什么样的信息？
目录
0 引言 (1)
1 地形特征 (2)
2 区域地质 (2)
2.1北喜马拉雅带 (2)
2.2印度河-雅鲁藏布江缝合带 (4)
2.2.1 北喜马拉雅组成 (4)
2.2.2 新特提斯洋底组成 (5)
2.2.3 印度板块组成 (5)
2.2.4 印度河-雅鲁藏布江缝合带外来岩块 (5)
2.3碰撞后的磨拉石盆地 (6)
2.4西藏带 (6)
2.5北喜马拉雅片麻岩穹 (7)
2.6高喜马拉雅带 (8)
2.7高喜马拉雅淡色花岗岩 (10)
2.8低喜马拉雅带 (11)
2.9低喜马拉雅结晶异地岩体 (12)
2.10亚喜马拉雅带 (13)
2.11山间盆地 (13)
3 喜马拉雅和藏南的构造历史 (13)
3.1原喜马拉雅阶段（白垩纪～早始新世） (14)
3.2始新喜马拉雅阶段（中始新世-晚渐新世） (14)
3.3新喜马拉雅阶段（中新世早期-现在） (16)
4 喜马拉雅碰撞后缩短量的估计 (23)
5 中生代-第三纪的变质历史 (24)
6 一种新印象派观点 (28)
从两种不同观点来看喜马拉雅和藏南的大地构造
Hodges K.V.
Department of Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences, Massachusetts Institute of Technology,
Cambridge, Massachusetts 02139
Geological Society of America Bulletin, 2000,V ol.112,No.3, pp:324-350
【摘要】：喜马拉雅和藏南为研究碰撞造山作用复杂的大陆响应提供了一种空前机
会。本文对50Ma作用印度板块-欧亚大陆碰撞以来的藏南和喜马拉雅的构造演化
给予了特别的重视，并试图综合该造山体系已知的地质学特征，提出了两种观点。
第一种主要是历史观，包括对喜马拉雅地区的（当然具有主观色彩）构造地层学、
构造地质学和变质地质学的简要评论。第二种观点主要集中于指示今天造山体系行
为的一些作用过程。认为这些作用过程在中新世-全新世间隔期间并没有发生实质
上的改变，表明造山作用已经达到了一种准稳定状态。这种条件意味着在造山作用
过程中，导致能量积累的板块-构造运动与其它导致能量扩散的作用过程（如喜马
拉雅前沿的侵蚀作用和西藏中下地壳的侧向流动）之间存在一种大致的平衡关系。
因此，喜马拉雅和西藏的大地构造密切相关，喜马拉雅可能经历了一种不同寻常的
演化，而青藏高原并没有。
【关键词】：喜马拉雅大地构造印度亚洲造山作用造山带西藏
0 引言
地球科学中，喜马拉雅-西藏造山体系已成为一种分类代表，由此提出的演化模型强烈地影响着我们对更老造山带大地构造的解释。因此，为了使后代更好地了解碰撞造山作用方面的模型，在不同时间评论我们对喜马拉雅-西藏造山带的了解程度，并问一问在这里我们能够再做些什么，就显得相当重要了。
带着这种综合性目的，可以采用两种相当不同的观点来探讨这个问题：一是印象派观点。如果印象派艺术家是一个历史记录的外形，那么我们可以把构造研究的伟大传统之一——造山作用的描述是变形幕的一种暂时性进展——看作是印象派艺术家的杰作。我们用某种背景中主要构造的发展顺序来预测其它地区构造发展顺序的能力正是印象派艺术家观点价值的体现，如世界范围内的前陆褶皱-逆冲带就是这样一种例子（Dahlstrom，1970）。
在概念上，造山作用的第二种研究方法与新印象派相似：要了解整体，必须先了解它的每一个组成部分。在大地构造领域，一种新印象派艺术家观点是通过强调造山作用过程中的热作用、变形作用、侵蚀作用之间的共同作用，从而为山脉行为提供独特洞察力来实现的。
本文第一部分强调了喜马拉雅-西藏造山体系过去50Ma来的演化历史，是一种传统的、印象派的观点。这部分虽然带有主观性，但仍然试图反映了20世纪末我们对喜马拉雅-西藏造山体系的了解状况。本文第二部分属于新印象派观点，试图回答这些问题：今天定义这个特殊体系的行为时必不可少的作用过程是什么？它们在时间上能够向后回溯多远？它们能够告诉我们关于造山作用更多的什么样的信息？
1 地形特征
喜马拉雅-西藏造山系是我们地球上最独特的地貌景观。本文讨论的重点主要集中于西藏高原南部地形的前缘和喜马拉雅地区。
我们对造山作用的理解程度进一步受到政治因素的阻挠，并且在喜马拉雅和西藏地区，工作条件极为恶劣，地质工作者经常工作在人迹罕至的高海拔偏远地区。
2 区域地质
图3代表了最近我对喜马拉雅及西藏邻区（东经73°～89°）区域地质的一些看法，目前这些地区的填图情况似乎证明这种看法是正确的。图3描绘了一系列由主要的断层系统界定的经向构造地层域划分的区域地质状况。然而，将这些构造地层区划应用于喜马拉雅其它地区时，还是有争论的。
2.1 北喜马拉雅带
与印度板块碰撞之前，欧亚板块南缘以新特提斯洋洋壳向北俯冲形成的大陆岛弧为标志（Dewey and Bird，1970；Tapponnier等，1981）。北喜马拉雅带由该陆缘弧的火山岩和深成岩、一些前寒武纪-中生代变质围岩及少量白垩纪-三叠纪弧前盆地序列组成（Burg等，1983；Searle，1991）。前喜马拉雅期地质问题的研究主要集中于北喜马拉雅带中两个相对易于到达的地区：西藏拉萨周围地区（Burg等，1983）和巴基斯坦、印度的Kohistan-Ladakh地区（Searle，1991；Honegger等，1982），这导致对北喜马拉雅带碰撞之前的前构造重建存在许多不确定因素。
由中国（Chang等，1982）、美国（Bally等，1980）、法国（Allegre等，1984）和英国（Shackelton，1981；Dewey等，1988）地质学家对西藏进行联合地质勘探工作后认为，西藏是一系列外来地体在中生代时增生到欧亚大陆形成的集合体。前喜马拉雅期最后一次增生事件是岛-弧杂岩的碰撞，现在以沿着晚白垩纪Shyok缝合带分布的Kohistan-Ladakh地体为代表（Treloar等，1989b；Rolfo等，1997）。Nanga Parbat西部的Kohistan地区（图2）提供了一个特别好的穿过岛弧杂岩的剖面（Coward等，1982）。在构造上最高的岩石，暴露在该地体北缘，包括早白垩纪岛弧火山岩和被Kohistan岩基的辉长质到花岗质侵入体侵入的沉积单元（Searle，1991）。南部更远的地区，Kohistan 岛弧的深部成分逐渐增多，包括壮观的早白垩纪辉长质和超镁铁质层状侵入体（Khan 等，1989；Mikoshiba等，1999）及Kamila 角闪岩（可能包括新特提斯大洋岛弧基底的
残余物）高度变形的镁铁质变火山岩和变质深成岩（Treloar等，1996）。Nanga Parbat 东部，Kohistan-Ladakh地体的Ladakh地区（图2，3），保存有以Ladakh岩基形式出现的岛弧深成成分（Honegger等，1982），以及火山岩和沉积岛弧熔岩壳的代表（Dietrich 等，1983）。
地质年代学资料表明，Kohistan和Ladakh地区的钙碱性岩浆作用开始之前，在晚白垩纪时Kohistan-Ladakh地体与欧亚大陆的拼合，但值得注意的是岩浆作用的持续时间更长。可靠的最老的Kohistan和Ladakh岩基的定年数据大约是100Ma，最年轻的定年数据是上古新世（Honegger等，1982；Scharer等，1984；Petterson和Windley，1985）。这种年龄范围表明，随后的碰撞以及重新增生了的Kohistan-Ladakh岛弧杂岩演化进入了一个大陆岛弧阶段，这标志了欧亚大陆的南界。晚白垩纪时，大多数Kohistan和Ladakh 岩基形成于该大陆岛弧背景。
东经80°以东，大陆岛弧主要以藏南岗底斯岩基为代表。Heim和Gansser（1939）简要描述了该岩基西缘（Kailas地区，图2）的基础地质。然而，多数研究都集中在碰撞后的地质问题，有关Kailas地区前喜马拉雅期地质问题仍然知道得相对较少。
藏南（大约在东经84°～93°之间）是岗底斯岩基及其围岩的最好研究区。该区的大陆岛弧形成于与欧亚大陆加积（晚侏罗纪）在一起的已经稳定的拉萨地体地壳基础之上（Dewey等，1988）。拉萨地块北部包括少量的前寒武纪-寒武纪变质岩，它们不整合地覆盖于夹有一些石炭纪、三叠纪、侏罗纪火山岩的泥盆纪-晚白垩纪浅水陆相和海相地层之上（Burg等，1983；Pearce和Mei，1988；Yin等，1988）。南部更远的地区，没有暴露古生代-中生代地层层序的基岩，但是Burg等（1983）指出其中一些可能沉积在洋壳之上。沿岗底斯南缘分布的火成岩包括钙碱性的林子宗火山岩及其深成基底（岗底斯岩基）（Harris等，1988；Pearce和Mei，1988）。这些地区的地质年代学数据表明岩浆活动至少发生在94Ma-42Ma，多数地区集中在古新世或始新世（Scharer和Allegre，1984；Xu等，1985；Coulon等，1986；Copeland等，1995）。这些发现表明，与更远的西部地区的年代学数据相比，北喜马拉雅大陆岛弧最强烈的岩浆活动是西部（最近的是白垩纪）早于东部（第三纪早期），岛弧岩浆活动的停止也是西部（晚古新世）早于东部（中始新世）。这种观测结果与北喜马拉雅岛弧岩浆作用的结束在时间上与印度板块碰撞一致的主张相符，都是西部早于东部（Rowley，1996）。
印度板块-欧亚大陆碰撞之前，拉萨地体和Kohistan-Ladakh地体之间具有什么样的相互关系，是喜马拉雅-西藏构造研究中没有回答的重大问题之一。目前，这两个地体由八条横向的Karakoram断层系并列而成，是喜马拉雅造山带最壮观的构造之一（图2，3），如何解释它们之间的关系，很大程度上依赖于晚白垩纪以来Karakoram断层系平移量的多少。Karakoram断层系西部和Shyok缝合带北部的Karakoram地体（图3），包括石炭纪-晚白垩纪的海相-陆相地层，但以侏罗纪-白垩纪钙碱性的Karakoram岩基为主（Searle，1991）。一些研究者认为Karakoram岩基是岗底斯岩基的西向延伸，只是由于Karakoram断层系使其偏移了数百公里（Peltzer和Tapponnier，1988）。在这种模式中，拉萨地体和Kohistan-Ladakh地体应该是相关的，班公怒江缝合带（标志西藏中部拉萨
地体的北部边界[图2，Girardeau等，1984b]）与帕米尔山脉中部和南部之间的Rushan-Pshart缝合带一致（Shvolman，1981；Sengor等，1988；Gaetani等，1990；Sinha 等，1999）。这种解释遭到了Searle（1996）的批评，因为所有可利用的地质证据都表明Karakoram断层系发育于晚第三纪，一些中新世-全新世的偏移量暗示，Karakoram断层系的位移量不超过120-150Km。岗底斯岩基和Karakoram岩基的相关关系在对比岩浆历史时也遇到了困难，例如，Karakoram岩基最老阶段比岗底斯岩基的任何定年了的侵入岩都要老（Searle等，1989）。而且，这种解释排除了一种自然的、在Ladakh地体和岗底斯岩基中具有相似年龄和成分的大陆岛弧岩石之间存在的几乎沿走向展布的相关关系。
Searle（1996）和Burtman and Molnar（1993）提出了一种交替模式，确认了班公怒江缝合带与Shyok缝合带、岗底斯岩基与Ladakh岩基的相关性，这暗示了Rushan-Pshart 缝合带与西昆仑山南缘不同的缝合带相关。不幸的是，这种解释也有其自身的缺陷。最重要的是当前对Shyok和班公怒江带缝合年龄的估计实质上是不同的——分别为晚白垩纪（Treloar等，1989b）和晚侏罗纪（Allegre等，1984；Dewey，1988），对Rushan-Pshart 和南昆仑带缝合年龄的估计分别为晚侏罗纪-早白垩纪和晚三叠纪-早侏罗纪（Dewey等，1988）。对北喜马拉雅古地理模型的评价要求在西藏西部班公怒江缝合带的北部地区进行系统的填图工作（Searle（1996）的模型预测了Karakoram地体中具有很好特征单元的偏移同期地层的位置），从而更好地限制西藏西部主要缝合带的年龄。
北喜马拉雅带最年轻的基岩包括了西藏西部晚第三纪火山岩（图2；Coulon等，1986；Pearce and Mei，1988；Turner等，1996）。该区火山岩包括超钾质、钾质和高钾钙碱性熔岩，其化学特征指示了一种地壳和地幔岩石圈源区的组合特征（Miller等，1999）。K-Ar、40Ar/39Ar和Rb-Sr地质年代学数据具有一个较宽的喷发年龄范围（10-25Ma），但多数年龄数据似乎成群分布在16-23Ma的时间间隔中，其中一些暗示钙碱性熔岩比钾质和超钾质熔岩更年轻（Coulon等，1986；Miller等，1999）。
2.2 印度河-雅鲁藏布江缝合带
它是标志印度板块和欧亚板块碰撞的缝合带，从缅甸到阿富汗至少能够不连续地追索到3000Km。
今天，我们对印度河-雅鲁藏布江缝合带所了解的大多数信息均来自西藏中南部地区，如拉萨、日喀则附近（Bally等，1980；Shackelton，1981；Tapponnier等，1981）和Ladakh（Frank等，1977a；Searle，1983；Thakur，1981）等地区。在所有这些研究区中，缝合带由三个主要的岩石层序组成。它们被一些中生代和新生代断层系分割开，它们代表了新特提斯大洋盆及其北、南部的大陆边缘。
2.2.1 北喜马拉雅组成
在西藏中南部地区，日喀则群的白垩纪浊积岩被解释成沿岗底斯大陆岛弧南缘沉积
的弧前层序，随后在碰撞过程中与印度河-雅鲁藏布江缝合带合并在一起（Bally等，1980；Shackelton，1981；Burg和Chen，1984；Wan等，1998）。在Ladakh地区，弧前盆地以印度河群（Indus Group）的中白垩世-早始新世浊积岩为代表（Garzanti和V an Haver，1988）。同一地区，第二种层序为晚白垩纪（？）火山碎屑地层（Nindam组），它在地层学上可分成侏罗纪-白垩纪Dras火山岩高单元（Dietrich等，1983；Searle，1983）。Nindam-Dras可能代表了晚白垩纪时正好位于印度弧前盆地的岛弧及其增生楔，并在碰撞时与印度河单元并置在一起（Garzanti and V an Haver，1988；Robertson和Degnan，1994）。
2.2.2 新特提斯洋底组成
印度河-雅鲁藏布江缝合带的蛇绿岩、蛇绿岩混杂堆积和远洋沉积岩在时代上属于侏罗纪-白垩纪（Gansser，1980；Le Fort，1997；Corfied等，1999）。喜马拉雅地区保存极好的蛇绿岩是很少的，但仍然出露了极为壮观的蛇绿岩（图3）：西藏中南部的日喀则蛇绿岩（大约出露了2000Km2，Nicolas，1981；Girardeau等，1985），西藏西南部的Kiogar蛇绿岩（大约出露了3500Km2，Gansser，1964，1980）和Ladakh的Spontang蛇绿岩（大约出露了200Km2，Reuber，1986）。所有这些蛇绿岩中，只有日喀则蛇绿岩完全出露在印度河-雅鲁藏布江缝合带；其它均作为异地岩体以孤残层或半孤残层的形式出露在印度河-雅鲁藏布江缝合带（后面将进行详细讨论）。印度河-雅鲁藏布江缝合带的大洋岩石均发生了不同程度的低温变质。广泛分布有绿片岩相变质组合，在一些地区也有蓝片岩相变质组合方面的报道（Honegger等，1989；Jan，1990）。
2.2.3 印度板块组成
在印度河-雅鲁藏布江缝合带，新特提斯南缘以沉积在印度北部大陆架和斜坡上的三叠纪-白垩纪浊积岩为代表（Frank等，1977a；Burg and Chen，1984；Robertson and Degnan，1993）。在Ladakh，一些最壮观的浊积岩以Lamayuru复理石层序的形式出露，其中包括十米到千米尺度的二叠纪－三叠纪外来灰岩块（Bassoullet等，1981；Robertson，1998）。在Kailas和西藏拉萨-日喀则地区的印度河-雅鲁藏布江缝合带内部也出露有相似的岩石（Gansser，1964；Shackelton，1981；Burg and Chen，1984）。
2.2.4 印度河-雅鲁藏布江缝合带外来岩块
在西喜马拉雅地区，中新世及更年轻的陡峻的反向褶皱和反向冲断层系改变了印度和欧亚大陆之间缝合带原始的几何学特征，缝合带岩石出露在两个特殊的构造背景：狭义的印度河-雅鲁藏布江缝合带的陡峻构造带和一系列浅部下倾的侵蚀残余物中，在构造上，复合逆冲岩席位于西藏带岩石的上面（Heim and Gansser，1939；Frank等，1977a；Searle等，1988）。在喜马拉雅-西藏造山带，这些孤残层或半孤残层保存了两个最广泛的新特提斯洋底区域，以及值得注意的新特提斯印度大陆边缘的古地理记录（Searle等，
1997a）。虽然大多数外来岩块与缝合带自身具有相关关系，但是也有一些不具有这种关系。这些包括在新特提斯南缘（“Spong岛弧”火山岩）形成的白垩纪岛弧残余物，以及向北的洋内俯冲带（形成了Spong岛弧）之上的碳酸盐、火山碎屑岩和钙碱性火山岩沉积的构造混杂岩（已被解释成增生杂岩，Corfield等，1999）。
Ladakh西部，印度河-雅鲁藏布江缝合带实质上变窄了，它绕过Nanga Parbat山系并继续向西进入巴基斯坦的Hazara和Swat地区（东经72°-74°）。为了与从Kohistan-Ladakh和Karakoram岛弧地体分离出来的“Shyok”或“北部的”缝合带相区别（Gansser，1980），在这里缝合带指的是“主地幔逆冲带”或“南部缝合带”。多数研究者填制了沉积和火山构造岩把主地幔逆冲定义为“印度河混杂岩”（Tahirkheli等，1979；Coward等，1986；DiPietro等，1999），但在印度河-雅鲁藏布江缝合带内部，人们在定义可在地图上标示的、区域性大范围的构造地层单元方面，也取得了一些成功的尝试（如Anczkiewicz等，1998a）。
在西藏中南部和藏东Namche Barwa山系之间，相当缺乏印度河-雅鲁藏布江缝合带的地质资料。Burg等（1998）在Namche Barwa填制了印度河-雅鲁藏布江缝合带，他把该缝合带作为一种包括变质镁铁质和超镁铁质岩石透镜体的糜棱岩带。它明显地继续向南进入缅甸和印度阿萨姆邦边界附近的Indo-Burman山脉，在这里，缝合带以Naga Hills 蛇绿岩带和中始新世-渐新世的同造山复理石沉积岩为标志（Acharyya,1997）。
2.3 碰撞后的磨拉石盆地
空间上与印度河-雅鲁藏布江缝合带相伴生的是一个陆相磨拉石盆地的不整合带，该不整合带提供了印度板块-欧亚板块碰撞的最小年龄约束（Rowley，1996）。该盆地的沉积物包括Kailas砾岩（Gansser，1964；Honegger等，1982）、Liuqu砾岩和西藏中南部的大陆碎屑岩（Shackelton，1981）。然而，最彻底的调查地区却是Ladakh地区，该区的印度河群显示了一种在早始新世从弧前-海相过渡到大陆-非海相沉积环境的证据（Brookfield和Andrews-Speed，1984）。Ladakh地区碰撞后的陆相地层（“印度河磨拉石”）包括红层、砾岩和沉积在山间盆地的湖泊沉积物（Garzanti and V an Haver，1988）。通过化石来控制印度河磨拉石和藏南相似沉积物的年龄是有限的，许多保存较好的剖面可能包括晚中新世甚至上新世成分（Searle等，1997a）。在藏南三个地区，一些研究者用磨拉石沉积物中碎屑的40Ar/39Ar冷却历史和横切岩墙的最小年龄对大约24Ma-17Ma 的磨拉石层序的部分沉积年龄进行了分类（Harrison等，1993；Yin等，1999）。
2.4 西藏带
位于印度河-雅鲁藏布江缝合带和喜马拉雅峰之间的西藏高原南部的广阔地区——即西藏带——包括一个几乎完整的印度大陆北缘古生代-始新世的地层学记录（Gaetani 和Garzanti，1991）。这种出露在印度Zanskar山脉、Ladakh南部（大约东经76°-78°，Searle，1983；Gaetani等，1985）、尼泊尔的北中部（大约东经83°-84°，Bordet等，
1975；Fuchs，1977；Fuchs等，1988）和西藏中南部（大约东经86°-88°Gradstein等，1992；Liu and Einsele，1994；Willems等，1996；Jadoul等，1998）的沉积序列已经得到了广泛的研究。
在上个世纪的大多数时间中，喜马拉雅研究者把“西藏沉积序列”底部看作形成于高喜马拉雅序列的高级变质岩之上的一种极厚的不整合（Gansser，1964；Stocklin，1980）。80年代（Burg等，1984a；Burchfiel and Royden，1985；Searle，1986；Herren，1987），对西藏带南部边界主要断层系统的认识要求重新接受这种观点。Zanskar山脉，出露最老的单元是下寒武统浅海相陆源岩石，向上具有少量白云岩夹层，并逐渐进入中寒武-晚寒武纪深海相地层（Gaetani and Garzanti，1991）。这些岩石与寒武纪-奥陶纪的大陆沉积物（被认为是在印度北部造山作用的一个重要阶段的产物，Garzanti等，1986）以一个不整合为界限。该带从奥陶纪直到晚石炭纪-二叠纪冈瓦纳大陆的裂解和新特提斯洋的形成仍旧是浅海相到海岸相的沉积条件（Sengor等，1988）。
Zanskar和印度Kashmir的西藏沉积序列中，广泛分布有与洋脊有关的玄武岩（二叠纪“暗色岩”）（图2），很少见到二叠纪碱性花岗岩侵入到该沉积序列中（Spring等，1993）。晚二叠纪-早侏罗纪地层记录了被动新特提斯边缘的第一次形成，随后变深成为大范围的碳酸盐台地（Gaetani和Garzanti，1991）。不整合侵入层序和海退层序的交替沉积标志了中侏罗纪-早白垩纪。区域性重要不整合的形成、大陆碎屑沉积物的注入以及碱性火山作用的开始预示了Aptian-Albian期大陆边缘不稳定性的增加（Garzanti，1987）。这些事件可能标志了印度板块从冈瓦纳大陆的分离并向北朝欧亚大陆飘逸的开始（Searle等，1988）。直到早始新世（Ypresian），在Zanskar山仍然出露了印度大陆边缘的海相条件（Gaetani and Garzanti，1991）。
其它保存较好的西藏沉积序列剖面中，也发现了许多这样的记录，但是沿走向沉积环境却发生了一些变化。最有意义的变化出现在寒武纪-中奥陶纪，在尼泊尔中北部和西藏中南部，连续出露了碳酸盐台地沉积物（当时的大陆边缘部分），表明主要的寒武纪-奥陶纪造山事件并没有引起明显的间断（Stocklin，1980）。
虽然西藏带层状岩石通常都没有发生变质，但在一些地区却仍然记录了有限的变质作用。喜马拉雅峰附近，包括区域变质组合的晚古生代岩石达到了中-低级角闪岩相条件（Coleman，1996；Hodges等，1996；Carosi等，1998；Godin等，1999a；Searle等，1999b）。通常这些单元在藏南断层系中呈一些构造夹块产出（见构造历史部分）。一些地区的逆冲叠瓦状构造和大规模反向褶皱引起了足够的构造增厚，从而促进了低-中级变质组合的发育（Schneider and Masch，1993；Godin等，1999b）。然而，西藏序列岩石最高级别的变质作用受到了所谓北喜马拉雅片麻岩穹熔岩壳的限制。
2.5 北喜马拉雅片麻岩穹
作为变质顶峰的一个不连续带，越过藏南，从东经89°到78°，都能够追索到提及的北喜马拉雅片麻岩穹（图3）。片麻岩穹多数出现在西藏带的北部，但在西藏中南部的印度河-雅鲁藏布江缝合带中至少有3个已经完成了填图工作（Jiao等，1988）。在
西藏中南部，进行了这些特征的最早的指导性研究，80年代早期由中法研究队在这里大约填制了15幅图（Burg等，1984b）。Kangmar岩穹（北纬：28°40′，东经：89°40′）是最容易到达的地区之一，得到了最广泛的研究。Burg等（1984b）指出岩穹核部由变形了的眼球状火成片麻岩组成（U-Pb锆石年龄为562±4Ma；Scharer等，1986），并且被逐渐增多的发生了低级别变质的石炭纪-三叠纪岩石所覆盖（西藏沉积序列）。
带内一些其它岩穹显示了已经变形的火成片麻岩和具有原岩年龄的副片麻岩（早奥陶纪或更老，Baldwin等，1998；Debon等，1986）的基底杂岩。许多岩穹包括古生代-中生代西藏沉积序列岩石的低-中级变质同期地层。Ladakh及毗邻西藏的Morari错岩穹（是北喜马拉雅片麻岩穹中最大的，面积超过12000Km2，可能达到了20000Km2）在与Kangmar相似的条件下，早期的榴辉岩相组合叠加了角闪岩相组合（De Sigoyer等，1997；Guillot等，1995）。
中法合作研究队在西藏中南部填制了许多以新生代白云母-黑云母花岗岩和淡色花岗岩为主的北喜马拉雅片麻岩穹（Burg等，1984b；Debon等，1986）。U-Th-Pb独居石年龄差异大，变化范围为9.5-17.6Ma（Scharer等，1986；Harrison等，1997a）。因没有对花岗岩核部岩穹进行详细的填图工作，目前还不很清楚这些深成岩体与围岩的接触关系。Burg等（1984b）将其描述为侵入到西藏沉积序列围岩，并发生了有限的接触变质作用。尼泊尔中北部两个最大的深成侵入体——Dolpo-Mugu和Mustang淡色花岗岩也具有相似关系（图3，Le Fort and France-Lanord，1994）。另一方面，Chen等（1990）和Burchfiel等（1992）都推测，在这些岩穹的火成岩与变质深部构造和它们相对低级的浅层构造之间存在一个构造不整合。
2.6 高喜马拉雅带
喜马拉雅的变质核有许多术语——“中央结晶岩系”、“高喜马拉雅片麻岩”和“西藏板片”，这里，高喜马拉雅带指的是高级变沉积岩和变火成岩及相关的淡色花岗岩带。尽管这些地区具有复杂的变形历史，但这些层序沿走向却与构造地层具有很好的一致性。尼泊尔境内喜马拉雅中部的深切河谷南侧发现了最好的特征性剖面。法国学者（Le Fort，1994）几十年来赞成用三主要单元对这些剖面进行描述。
岩组Ⅰ：高喜马拉雅层序的底面主要由岩组Ⅰ碎屑状的变沉积岩组成。虽然也出现了云母片岩、千枚岩、钙质片岩、石英岩、副角闪岩及居于次要地位的不纯大理岩，但岩组Ⅰ的主要岩石类型是黑云母-白云母片麻岩。在多数露头上，岩组Ⅰ中所有层状体都适度地向北倾斜。极少的指示标志及极差的出露状况给详细的填图工作带来了困难，传统上把岩组Ⅰ当作是一个沿走向厚度渐增的（1Km～＞20Km）完整地壳剖面（Le Fort，1975）。然而，过去十年来，许多研究者逐渐认识到了剖面中的低角度构造不整合，并将之解释为一种逆冲剪切带（如Burg等，1984a；Reddy等，1993；Grujic等，1996；Searle，1999）。至少岩组Ⅰ沿走向厚度的一些急剧变化可以归因于这些构造，其余可能是由于界定高喜马拉雅序列底面的主中央逆冲系的侧向对冲产生（图3）。
代表性的岩组Ⅰ岩石包括的矿物组合与中-高角闪岩相变质作用一致。岩组Ⅰ的上
部由混合片麻岩（包含20%～75%的、与地层整合的淡色部分）或不连续的淡色花岗岩墙和岩床组成。这些岩石的岩石学和地球化学研究强烈支持它们是深熔岩（重熔混合物）的解释（Le Fort等，1987a）。在少数地区（如尼泊尔Modi Khola横剖面），花岗质淡色体在整个剖面中均有出露（Hodges等，1996）。而在其它大部分地方，深熔岩仅仅大量分布在剖面的上部（如Pognante and Benna，1993）。
岩组Ⅱ：在尼泊尔喜马拉雅中部的许多地区，岩组Ⅰ片麻岩被一个厚为2～4Km、中-高级角闪岩相钙质岩石序列（即岩组Ⅱ）所覆盖。岩组Ⅱ中主要岩石类型为带状钙-硅酸盐片麻岩，其它岩性包括大理岩、钙质片岩、富石英砂屑片岩、副角闪岩及火成石英岩。岩组Ⅰ和岩组Ⅱ之间的接触界限分明。过渡带缺少变质的不连续面以及固定的构造岩组构。几个喜马拉雅中部的剖面中，特别是在尼泊尔东部及毗邻的藏南地区（Burg 等，1984a；Burchfiel等，1992；Lombardo等，1993），完全忽略了岩组Ⅱ的存在。
岩组Ⅲ：喜马拉雅最重要的构造地层单元之一，岩组Ⅲ几乎都由相似的眼球状火成片麻岩层（含有一些变沉积岩夹层）组成，它常出现在岩组Ⅱ的最上部或在缺失岩组Ⅱ时岩组Ⅰ的最上部。从尼泊尔的东部到西部，超过几百公里的广大地区均能够连续地发现岩组Ⅲ（Le Fort等，1986），在不丹东部（Gansser，1983）、Zanskr西部（Pognante 等，1990）的相同构造层位也可以发现这类相似的岩石。多数露头外貌是一种变形的花岗岩岩床。延伸很远的岩组Ⅲ作为一种可在地图上标示出来的单元，似乎支持了Colchen 等（1986）认为它是一种高喜马拉雅序列内部火山-沉积岩层的解释。现有的地质年代学数据并不能澄清该问题。岩组Ⅲ几个样品Rb-Sr法年龄结果与寒武纪-奥陶纪年龄一致（如Frank等，1977b；Ferrara等，1983；Pognante等，1990）。然而，用U-Pb法对这些岩石进行定年却产生了与早古生代或新第三纪结晶年龄一致的定年结果。
其它地区：虽然在中喜马拉雅外部鉴别出了一些相似的岩性，但许多研究者发现，要填制岩组Ⅰ～Ⅲ三位一体同期地层却是困难的。在印度Arunachal Pradesh州，副片麻岩逐渐占优势，Namche Barwa山系核部出露了石英长石片麻岩、副片麻岩、角闪岩和少量变碳酸盐及变超镁铁质岩层（Burg等，1998）。Ladakh西部，主要的岩石类型是被大量淡色花岗岩侵入的（与岩组Ⅰ相似）角闪岩相副片麻岩（Searle and Fryer，1986）。该区多数高喜马拉雅序列被西藏带和新第三纪-第四纪Kashmir盆地（图3）的侵蚀外露层覆盖。西部更远的地方，Nanga Parbat峰核部出露了丰富的高级角闪岩相火成片麻岩和副片麻岩（Misch，1949；Madin等，1989；Wheeler等，1995）。
已经证明，Nanga Parbat山系西部造山带与中喜马拉雅地区的高喜马拉雅带之间的变质核是不可能具有相关关系的。该地体最大特征是泥质片岩、砂屑片岩、片麻岩、火成片麻岩、角闪岩、大理岩和石英岩具有可变的比例（Treloar等，1989a；DiPietro and Lawrence，1991）。人们将这些岩石与高喜马拉雅序列进行了匹配，并取得一些成功的尝试，但他们认为出露于该造山带东部的西藏带或低喜马拉雅带内岩石的同期地层也许发生了变质（Pogue等，1999）。应该专门提到的一个有疑问的相关关系是，Kagha峡谷上部包含榴辉岩相组合的变质铁镁质岩被认为是支状岩墙或二叠纪Panjal Traps熔岩流的变质同期地层，出露在西藏带或北喜马拉雅片麻岩穹的岩石并不是西喜马拉雅其它地
区的高喜马拉雅序列。然而，Pognante and Spencer（1991）却宁愿将变质铁镁质岩解释为高喜马拉雅序列的一部分。由于最近在Kaghan榴辉岩上部的调查中发现了超高压矿物柯石英，因而无论这种解释是否可行，对喜马拉雅-西藏造山带的地球动力学过程都具有重要的意义（O’Brien等，1999）。如果这些岩石的确是高喜马拉雅序列的一部分，它们也是印度板块大陆壳向北俯冲，并在喜马拉雅地区到达＞100Km深度的主要证据（Schreyer，1995）。
高喜马拉雅序列的年龄：在高喜马拉雅带没有发现明显的化石，残存化石的年龄约束是很贫乏的。Parrish and Hodge展示了中喜马拉雅岩组Ⅰ的含有大量0.8-1.0Ga碎屑锆石的岩石，表明它们应该具有新元古代或更年轻的沉积年龄。如果岩组Ⅰ～Ⅲ层序在构造上或多或少是完整的，并且岩组Ⅲ的确是寒武纪-奥陶纪，那么岩组Ⅰ和岩组Ⅱ的大部分沉积物沉积于新元古代-奥陶纪似乎是可能的。
2.7 高喜马拉雅淡色花岗岩
除岩组Ⅰ许多露头的混合淡色部分外，在高喜马拉雅序列的所有单元、少数情况下西藏沉积序列的基底地层中都发现了不连续的淡色花岗岩体（Dietrich and Gansser，1981；Le Fort等，1987a；Burchfiel等，1992；Guillot等，1993；Hodges等，1996）。它们以不同规模（从厘米级的岩床和岩脉到几百公里的深成岩体）出露。因为这些花岗岩由造山作用过程中高喜马拉雅序列岩石（尤其是岩组Ⅰ的泥质片麻岩）的深熔作用产生，所以它们的年龄范围、主要的变形构造和空间分布强烈地影响了喜马拉雅的演化模式（Molnar等，1983；England等，1992；Harris and Massey，1994；Huerta等，1996；Harrison等，1997a；Hodges，1998）。
岩石学和地球化学：岩组Ⅰ中与地层整合的混合岩淡色部分的矿物组合为：Qtz+Kfs+Pg+Ms+Bt±Tur±Grt±Sil，但在一些深部构造层次的淡色体出现了蓝晶石代替夕线石的现象。在具有高比例熔体含量的深熔岩中能够找到一些不连续的淡色花岗岩（Qtz+Kfs+Pl+Ms±Bt±Tur±Sil±Crd），但大多数野外特征表明淡色花岗岩浆经历了数米到数公里的活化和迁移（Le Fort等，1987a；Scaillet等，1990a）。个别地区的横切关系表明淡色花岗岩的形成具有多种成因。一些研究群体把这些不连续的淡色花岗岩分成三组：很少或没有电气石的Ms+Bt花岗岩、Tur+Ms花岗岩、Ms+Bt+Tur花岗岩（Scaillet 等，1990b；Hodges等，1993；Inger and Harris，1993；Guillot and Le Fort，1995）。明显的主量元素差异不能反映这些矿物组合特征。总的来说，与不含电气石的样品相比，含有电气石样品的SiO2、Na2O、P2O5含量略为偏高，而TiO2、MgO、CaO、K2O含量略微偏低（Scaillet等，1990b；Inger and Harris，1993；Guillot and Le Fort，1995；Searle 等，1997b）。所研究的所有样品均具有SiO2为70-75wt%，Al2O3＞13 wt%的特征。多个样品的微量元素分析表明，同一地区具有很宽的变化范围，与不含电气石的样品相比，含电气石的样品一般亏损Sr、Ba（如Guillot and Le Fort，1995）。
对流体在喜马拉雅淡色花岗岩成因中的作用仍然存在明显的争议，该问题的解决对更好地了解喜马拉雅地区的热演化是非常重要的。早期的研究者曾经指出，在600-700℃
时，岩组Ⅰ岩石中流体达到饱和的熔融作用形成了淡色花岗岩（Le Fort等，1987a）。该模式与许多研究过的例子在矿物组合、主量元素、一些微量元素及同位素地球化学上是一致的（Deniel等，1987；Le Fort等，1987a；Vidal等，1982），还有从岩组Ⅰ的大部分露头获得的相平衡和热压力数据，都显示了就地熔融的证据（Hodges等，1988b，1988c，1993；Inger and Harris，1992；Searle等，1992；Metcalfe，1993；Pognante and Benna，1993；Macfarlane，1995；Rai等，1998；V annay and Grasemann，1998；Manickavasagam 等，1999）。另一方面，喜马拉雅淡色花岗岩中的一些微量元素（尤其是Rb、Sr、Ba）行为强烈地支持这样一种模式：即在非常高的温度下（≥750℃），卷入了流体的不饱和（脱水）熔融作用（Harris and Inger，1992；Harris等，1993；Harris and Massey，1994）。这种模式与岩组Ⅰ原岩的脱水熔融实验（Patino Douce and Harris，1998）和高喜马拉雅淡色花岗岩再熔化后的结晶作用实验（Scaillet等，1995）一致。流体不饱和熔融作用的支持者怀疑岩组Ⅰ组合中可利用的热压力数据与最后的平衡温度有关或在冷却期间是一种平衡假象（Hodges，1991；Spear and Florence，1991），因而明显地低估了峰温条件。
年龄约束：喜马拉雅淡色花岗岩地质年代学研究应该回溯到20世纪70年代，在许多地质年代学方法中，当时采用的是花岗岩Rb-Sr全岩法（Hamet and Allegre，1976）。因为具有复杂变沉积原岩的喜马拉雅淡色花岗岩，熔融过程中很少达到同位素平衡（在全岩尺度上，Vidal等，1982；Deniel等，1987），因而这种方法在80年代中期就遭到了遗弃。实质上，已经证实，副矿物如锆石、独居石和磷钇矿U-Th-Pb地质年代学是更稳定的（Scharer，1984；Parrish，1990；Harrison等，1995b），但即使是这种方法也是很复杂的。大多数锆石、许多独居石和少量磷钇矿都能够从淡色花岗岩岩浆源区继承或在岩浆侵位期间掺合进来（Parrish，1990；Copeland等，1988），因此，采用这些矿物定年将过高估计淡色花岗岩母岩的岩浆年龄。由于高温扩散，这些矿物可能丢失放射性Pb（Parrish and Carr，1994），因此又可能低估岩浆年龄。考虑到这些因素，在中喜马拉雅的高喜马拉雅淡色花岗岩中明显值得信赖的U-Th-Pb年龄范围在22-23Ma（Harrison 等，1995b；Hodges等，1996；Coleman，1998；Searle等，1999b）到12-13Ma（Edwards and Harrison，1997；Wu等，1998）。造山带的东部和西部端员（Nanga Parbat和Namche Barwa），出露有最年轻的（＜4Ma）高喜马拉雅淡色花岗岩（Zeitler等，1993；Burg等，1998）。
2.8 低喜马拉雅带
低喜马拉雅带主要由低绿片岩到低角闪岩相碎屑状的变沉积单元组成，这些沉积单元是一个褶皱-逆冲推覆体的构造复合体系。主要岩石类型是不纯石英岩、砂屑千枚岩、片岩，以及部分不纯大理岩、变质镁铁质岩、眼球状火成片麻岩（Gansser，1964；Stocklin，1980；V aldiya，1980；Colchen等，1986）。虽然低喜马拉雅序列的基底没有出露，但在传统上仍将其视为与西藏带一样，沉积于印度北部的被动边缘（Gansser，1964）。然而，整个20世纪，由于低喜马拉雅和西藏序列之间沉积的明显相变化，并且与保存于高喜
马拉雅地区的沉积相没有明显的过渡，因此妨碍了印度北缘古地理的重建工作（Brookfield，1993）。
由于缺少年龄数据，前人对低喜马拉雅和西藏序列之间的地层关系存在着许多争论。虽然整个低喜马拉雅序列中极端缺乏化石，但一些丰富的、重要的古生态组合仍然代表了一种新元古代-寒武纪的过渡关系（Tewari，1993，1996；Mathur等，1997；Gautam and Rai，1998）。已经证实，许多声称发现了古生代化石实际上是一种欺骗性行为（Jayaraman，1994），现在出露了许多由中元古代-早寒武纪岩石组成的低喜马拉雅序列（Brasier and Singh，1987；Brookfield，1993；Frank等，1995；Parrish and Hodges，1996；Singh等，1999）。因此，低喜马拉雅序列岩石代表了印度北缘的一部分（比由西藏带地层所代表的更老、更邻近印度北缘）。
低喜马拉雅东部，一个相对较薄（2-3Km）的含化石熔岩壳不整合地覆盖在元古代-寒武纪序列之上，在某种程度上，石炭纪-二叠纪碎屑地层与新特提斯大洋的打开有关（Acharyya and Sastry，1979；Gansser，1983）。这种晚古生代-早中生代剖面西部变薄并在西喜马拉雅东缘附近早白垩纪之前的不整合面之下完全消失（Brookfield，1993）。围绕该不整合面上部的灰岩和钙质砂岩的年龄问题还有相当多的争论。虽然这些地层有些是含有化石的，但由于在剖面对比中年龄分配的不一致性和不确定性，导致年龄估计范围从晚古生代到古新世（Stocklin，1980；V aldiya，1980）。在第二个不整合面之上，始新世-中（？）中新世的浅水浊积岩和上覆陆相地层代表了喜马拉雅前陆盆地发展的最早阶段（Critelli and Garzanti，1994；DeCelles等，1998a；Najman等，1993，1997）。
2.9 低喜马拉雅结晶异地岩体
早期的喜马拉雅地质学家将低喜马拉雅带分成三个“亚带”（Auden，1937；Heim and Gansser，1939；Gansser，1964）。在构造上，多数结晶地带是已经向南逆冲到轻度变质的低喜马拉雅序列岩石之上的复杂向斜式孤残层，被广泛地认为是高喜马拉雅序列的侵蚀形成的外露层（Gansser，1964；Stocklin，1980；Schelling，1992）。中尼泊尔Kathmandu 异地岩体中（图3），层序从下到上分别为：⑴泥质到砂屑片岩和千枚岩以及居于次要地位的、被大规模堇青石二长花岗岩和二长花岗眼球状片麻岩侵入的大理岩；⑵非常低级的、细粒的、碎屑状的变沉积岩；⑶含有极少数中奥陶纪-晚奥陶纪化石的泥质灰岩；
⑷含有丰富Silurian化石的页岩和不纯灰岩（Stocklin，1980）。这些层序的第一部分与同经度的高喜马拉雅序列的基底部分具有一定程度的相似性（Macfarlane等，1992），但其它一些单元是不可能与高喜马拉雅地区的同期地层相匹配的，与此相反，它们似乎与西藏沉积序列中一些年龄相关的岩石相似。
或许，反对低喜马拉雅结晶异地岩体与高喜马拉雅序列有关的两种争论焦点在于变质级别的差异：前者是典型的绿片岩或低角闪岩相，后者中到高级角闪岩相。在高喜马拉雅带缺失堇青石二长花岗岩，而在Kathmandu和Almora异地岩体以及几乎每一个低喜马拉雅结晶异地岩体中均发现了堇青石二长花岗岩侵入体露头（Le Fort等，1986）。这些花岗岩值得信赖的U-Pb年龄范围在470-492Ma之间（Scharer and Allegre，1983；
DeCelles等，1998b）。在地层学上，低喜马拉雅结晶异地岩体更可能代表了印度北缘的极高水平面，即位于低喜马拉雅低级推覆体源区的北部和高喜马拉雅与西藏带源区南部的一个古地理位置（Upreti and Le Fort，1999）。
2.10 亚喜马拉雅带
本文将亚喜马拉雅带定义为，位于低喜马拉雅带和造山带前锋“活动的”逆断层之间，新第三纪和第四纪喜马拉雅弧前盆地的一部分。亚喜马拉雅带最好的研究剖面在西喜马拉雅：⑴最上部的古新世或晚始新世到晚中新世Rawalpindi群的粉砂岩和砂岩；
⑵晚中新世到上新世Siwalik群砂岩、砾岩、粉砂岩和泥岩（Burbank等，1997）。这两种类型从南到北逐渐变厚，出露完整的层序厚度在前沿逆断层地区附近明显低于2Km，而到低喜马拉雅带附近则超过了10Km。东部更远的地方，亚喜马拉雅带以Siwalik群磨拉石为主（DeCelles等，1998b）。
2.11 山间盆地
新第三纪-第四纪山间盆地遍及喜马拉雅和藏南（图2）。它们可以分成三种主要类型：⑴拉伸盆地，分布在喜马拉雅峰北部，可能与藏南断层系的东向走滑有关（Burchfiel 等，1992）；⑵在运动学上与连接北西和北东向的走滑断层、藏南北倾断裂系的置换作用有关的盆地（Molnar and Tapponnier，1978；Fort等，1982；Armijo等，1986）；⑶位于喜马拉雅逆断层前沿北部和山脉顶峰南部的“背驮式”盆地（Burbank等，1997）。已知第一种类型的盆地包括了上新世及更年轻的沉积物充填（Chen，1981），但研究程度不高。大多数第二种类型的盆地被限制在藏南地形较低的区域，出露条件极差。一个显著的例外是尼泊尔北中部的Thakkhola盆地（图3）。由Kali Gandaki河开凿而来，Thakkhola盆地包括超过10Ma沉积物到全新世冲积的、崩积的和湖积的沉积物充填（Fort 等，1982；Garzione等，1999；J.M.Hurtado，K.V.Hodges，and K.X.Whipple，未公开出版资料）。第三类为数众多的例子，在图3中仅仅显示了Kashmir盆地。在Kashmir盆地和巴基斯坦较大的Peshawar盆地都包括Siwalik群上部在时间和岩性上均相似的地层。Kashmir盆地冲积扇、分枝溪流和湖泊沉积物比Peshawar盆地中占支配地位的3Ma 沉积物更年轻（Burbank and Tahirkheli，1985；Pivnik and Johnson，1995）。Kashmir盆地层序的基底部分较老，也许是5Ma，但是更多的其它层序也是晚上新世-全新世（Burbank and Johnson，1983）。
3 喜马拉雅和藏南的构造历史
任何试图把喜马拉雅和藏南三叠纪的构造历史分成不连续变形幕都可能曲解造山作用的连续性。尽管如此，在喜马拉雅和藏南造山带，通过主要变形方式的转换而将之分成三个主要的变形阶段似乎是正常的：原喜马拉雅变形阶段、始新喜马拉雅变形阶段、新喜马拉雅变形阶段。
3.1原喜马拉雅阶段（白垩纪～早始新世）
这里将原喜马拉雅阶段定义为：在印度板块-欧亚大陆碰撞之前，包括北喜马拉雅、印度河-雅鲁藏布江缝合带和西藏带发生变形作用的阶段。在整个北喜马拉雅地区都发现了白垩纪南-西南方向的褶皱和逆冲构造，并且一些有效的数据暗示北喜马拉雅带缩短作用也许发生在原喜马拉雅阶段（England and Searle，1986；Searle，1991；Murphy 等，1997a）。沿Shyok缝合带Karakoram和Kohistan地体大约在75Ma在发生碰撞（Petterson and Windley，1985；Coward等，1987）。可能在白垩纪晚期或古新世，Kohistan 地体沿主地幔逆冲断层向南逆冲到印度北缘之上，并大约完成于55Ma（Beck等，1995；Searle等，1999a）。
西喜马拉雅Zanskar地区，发现了与Spontang蛇绿岩仰冲作用有关的、位于西藏带印度北缘岩石之上的原喜马拉雅阶段构造（Searle，1986）。Zanskar的原喜马拉雅异地岩体不但包括相对完整的蛇绿岩，而且在构造上，还包括一个三叠纪-晚白垩纪复杂的沉积-构造混杂岩（Searle等，1997a）。该混杂岩包括印度被动边缘的大陆斜坡相岩石、可能代表了洋岛火山作用的钙碱性镁铁质岩石以及新特提斯洋内岛弧的残余物（Robertson and Degnan，1993；Corfield等，1999）。几个重要的、近于水平的逆冲断层分开了外来堆积物中与众不同的岩石，并且所有单元由于意义更小的逆冲断层和向南倒转的褶皱而使其内部发生了变形（Corfield等，1999）。早始新世海相灰岩不整合地覆盖了整个异地岩体，这为仰冲事件提供了一个最小年龄，而最老的外来地层为晚白垩纪，则提供了仰冲事件的最大年龄（Searle等，1997a）。这些年龄与Burg and Chen（1984）在解释日喀则蛇绿岩及相关的西藏中南部印度河-雅鲁藏布江缝合带混杂岩的仰冲作用时提出年龄约束相似。
3.2始新喜马拉雅阶段（中始新世-晚渐新世）
始新喜马拉雅阶段代表了印度板块-欧亚大陆的主要碰撞阶段以及随后发生的印度板块在高喜马拉雅（自然地理意义上的）南北向伸展作用开始之前的的叠瓦作用阶段。由于不赞成有关碰撞的定义，在很大程度上，导致对沿着印度河-雅鲁藏布江缝合带印度板块-欧亚大陆碰撞的精确时间仍然存在争论。本文采用这样一种定义：即碰撞是缝合带在54-50Ma时从海相到非海相沉积的一种过渡（Rowley，1996；Searle等，1997a）。然而，在这个年龄范围内，却缺乏缝合带变形的直接野外证据。在同构造白云母K-Ar 年龄的基础上，Ratschbacher等（1994）认为大约在50Ma，发生了印度河-雅鲁藏布江缝合带岩石向南的仰冲作用和相关的藏南西藏带岩石最北部地区的向南逆冲断层作用与闭合-等倾褶皱作用。
印度大陆边缘岩石向北俯冲到北喜马拉雅带之下的间接证据是西喜马拉雅地区西藏带（并可能是高喜马拉雅带）岩石在始新喜马拉雅阶段（55-54Ma）的高-超高压榴辉岩相变质作用（Pognante and Spencer，1991；Guillot等，1995）。虽然剥露作用被认为是一种始新喜马拉雅阶段的现象（高压岩石中多硅白云母和黑云母的40Ar/39Ar定年结果
表明大约在30Ma就冷却到了300℃以下，De Sigoyer等，1997），但却并不清楚这些榴辉岩相岩石是怎样与当前围绕它们的中地壳岩石并列在一起的。Steck等（1998）在引用了Chemenda等（1995）的实验结果（1998）后认为，Morari错岩穹榴辉岩相单元的抬升是通过一个上部伸展剪切带和一个下部逆冲剪切带之间的浮力上升来完成。
在Morari错岩穹，虽然并没有把反映始新喜马拉雅阶段榴辉岩剥露作用正确年龄的一个不连续的伸展剪切带填制出来，但却填制出了具有丰富的、特征很好的深层次逆冲构造。实际上，在Ladakh东部（即印度河-雅鲁藏布江缝合带和Morari错岩穹经度位置的高喜马拉雅带之间）至少已经鉴别出三个始新喜马拉雅阶段南部倒转的褶皱和逆冲推覆体（Steck等，1998）。概括地说，这些构造的年龄从北到南逐渐年轻，它们的几何学变化也是如此。北边印度河-雅鲁藏布江缝合带附近，西藏带岩石通常由于直立褶皱和北倾的反转断层而变形。南方地区，褶皱轴面和逆冲断层越向北层位越浅。西藏带南部三分之一的露头（始新喜马拉雅构造）显示了前陆褶皱和逆冲带经典的平坦对冲的几何学特征（Searle等，1988；McElroy等，1990）。
在印度西北部西藏带的南缘，地质学家们已经填制了一系列的北东向倒转褶皱和逆冲断层（Steck等，1993a）。根据Steck等（1999）的观点，这些构造包括Ladakh南部高构造层次下的浅层次逆冲断层，它们切割了向北西逐渐变深的构造层次并卷入了高喜马拉雅带的深部岩石。然而，该区的其他研究群体并不承认Shikar Beh推覆体，至少有一个人对此提出了疑问（Fuchs and Linner，1995）。尽管存在这种争论，但Ladakh地区西藏带的复原重建工作表明，始新喜马拉雅阶段该区的缩短量明显超过了100Km甚至超过200Km（Searle等，1986；Searle等，1997a；Steck等，1998）。
在整个西喜马拉雅和中喜马拉雅的西藏带，都识别出了可证明是或很可能是形成于始新喜马拉雅阶段的向南逆冲断层和次一级向南倒转的褶皱（Bally等，1980；Shackelton，1981；Burg and Chen，1984；Coward and Butler，1985；Colchen等，1986；Ratschbacher 等，1994；V annay and Hodges，1996；Godin等，1999b；Yin等，1999）。这些构造中值得特别关注的有两种。Burg（1983）和Burg and Chen（1984）假定位于北喜马拉雅片麻岩岩穹带南部，有一条主要的、走向向东、向南倒转的逆冲断层，并把西藏带分隔成各具特色的北、南两区。Ratschbacher等（1994）把该构造作为一条暴露在藏南的主要陆内逆冲系（即Gyirong-Kangmar逆冲断层）对印度北缘进行了复原重建工作。在他们和Burg and Chen（1984）剖面图的基础上，这种构造倾斜进入北喜马拉雅片麻岩岩穹之下，并因此卷入了一个最小至少有20Km位移量的基底逆冲断层。然而，这种构造的地表表现并没有被在藏南工作地质学家进行详细的描述，存在这种构造的主要证据似乎在于藏南西藏带中生代显著的地层厚度和围绕Kangmar岩穹变质级别的增加（Burg and Chen，1984；Ratschbacher等，1994）。要论证逆冲断层系在区域上的意义，还需要进行更多的工作。
岗底斯逆冲断层是逆冲断层系主要区域构造意义的重要体现。Zedong地区岗底斯逆冲断层的年龄由一个比31Ma更年轻的、在去掉与逆冲断层置换作用有关的侵蚀复盖物后的上盘花岗闪长岩中钾长石的多重域扩散模式的快速冷却年龄来约束，Yin等
（1994，1999）指出多数逆冲断层的置换作用发生在28-24Ma的时间间隔内。虽然Yin 等（1994）把岗底斯逆冲断层作为一种重要的地壳尺度特征，但是这种解释通过在藏南其它地区进行地质填图后却很难得到证实。在西藏西部的Kailas地区，Yin等（1999）推论那里存在类似的构造但被新喜马拉雅阶段北向的逆冲断层掩覆了，而实际上却并没有发现。直到西部更远的地方，在适当构造层位的填图要素中，包括了原喜马拉雅阶段印度河-雅鲁藏布江缝合带的逆冲断层和新喜马拉雅阶段的反向冲断层、平移断层和伸展拆离系，但却没有明显的与岗底斯逆冲断层相关（Gansser，1964；Frank等，1977a；Thakur and Virdi，1979；Searle等，1988；Searle，1991；Steck等，1993b，1998）。
3.3新喜马拉雅阶段（中新世早期-现在）
在喜马拉雅整个构造地层带中都发现了新喜马拉雅构造，而且造山带构造体系中新喜马拉雅构造的活动性得到了大量研究。
向南倒（北倾）的缩短构造：新喜马拉雅阶段研究程度最高、意义最大的南北向缩短构造是分隔了高喜马拉雅、低喜马拉雅和亚喜马拉雅带的东向逆冲断层系。在上述三个带中都识别出了一些意义不大的新喜马拉雅逆冲断层，中型和大型褶皱都为重要的内部应变提供了另外的证据（Burg等，1984a；Brun等，1985；Macfarlane，1993；Reddy 等，1993；V annay and Steck，1995；Coleman，1996；Hodges等，1996；DeCelles等，1998a；Searle，1999；Wyss等，1999）。
构造上最高、年龄上最老的主要断层是主中央逆冲断层系（MCTS，图3），是不丹到西喜马拉雅Kashmir地区的高喜马拉雅-低喜马拉雅之间接触关系的标志。在东部更远的地方，填图质量不足以证明该逆冲系是怎样延伸进入东部山区。在西部更远的地方，还不清楚是否存在MCTS及其意义（Pogue等，1999）。总体说来，MCTS在东喜马拉雅的暴露状况也不好。沿横向斜坡可以发现一些最好的露头，如Kishtwa窗（Kundig，1989；Searle and Rex，1989；Staubli，1989；Stephenson等，2000；Wyss等，1999）。得到很好研究的所有例子中，MCTS由一条在高喜马拉雅和低喜马拉雅序列构造混杂岩的基础上发展起来的宽阔剪切带（厚度从几百米到几公里）组成（Arita，1983；Brunel，1986；Grujic等，1996；Hodges等，1996；Hubbard，1989；Jain and Manickavasagam，1993；Macfarlane等，1992；Pecher，1978；Schelling and Arita，1991；Setphenson等，2000；V aldiya，1980；V annay and Grasemann，1998；V annay and Hodges，1996；Wyss 等，1999）。该剪切带断层的顶底面适度北倾。这些构造的运动学指标指示了南西向或南东向的位移。详细的构造分析表明MCTS具有一个复杂的、多期的变形历史（如Brunel，1986；Brunel and Kienast，1986；Grasemann等，1999；hodges等，1996；Macfarlane 等，1992；Wyss等，1999）。最老的构造定年是离散的：形成于23-20Ma之间的角闪岩相剪切带、与区域变质同时的、高喜马拉雅序列中新喜马拉雅深熔作用的早期阶段（Hodges等，1996；Hubbard and Harrison，1989）。MCTS内部岩石中矿物的40Ar/39Ar 冷却年龄是晚中新世或上新世，实质上比在构造上更高岩石的40Ar/39Ar冷却年龄年轻（Hubbard and Harrison，1989；Maluski等，1988；V annay and Hodges，1996）。虽然一
些研究者把年轻年龄归因于沿MCTS的晚期变形（如Macfarlane等，1992），但是其他研究者却认为年轻年龄也许与剪切带中的晚期热液活动有关（Copeland等，1991）。现在同构造期的独居石Th-Pb离子探针年龄证实了在喜马拉雅许多剖面中，MCTS在晚中新世或上新世滑动的重要性（Catlos等，1999；Harrison等，1997b）。目前仍然不知道MCTS剪切带中最年轻的变形年龄。许多中新世MCTS相对直的沿岸带显示了现代发生位移的证据。
穿过高喜马拉雅逆冲岩席，纵向上不一致的侵蚀作用所暴露的一系列半飞来峰提供了MCTS发生大规模位移的证据（图3）。虽然现在仍然不知道中中新世到全新世不同变形阶段是怎样划分这种位移的，但是它们的几何学却暗示MCTS经历了一个最小几十公里到最大150-250公里的滑动（Brunel and Kienast，1986；Molnar，1984；Schelling，1992）。
低喜马拉雅带和亚喜马拉雅带之间的接触以向北倾斜的主边界逆冲断层系（MBTS）为标志（图3）。与主中央逆冲断层系（MCTS）相比，沿走向的更远距离都可以追索到MBTS（Gansser，1983；Meigs等，1995；V aldiya，1992），但是出露好的、连续的露头却仅仅发现于西喜马拉雅。这里暴露的主边界逆冲断层系（MBTS），总体上以具有一个典型北倾的（由缓到陡）、在一些情况下倒转过来向南倾斜的狭窄（约100m 或更少）碎裂带为标志（Schelling，1992；V aldiya，1992）。由喜马拉雅前沿逆冲断层系复原重建推断，MBTS是一个倾角较浅的（＜35°）区域性北倾逆冲断层系（Schelling，1992；DeCelles等，1998a；Srivastava and Mitra，1994）。近代MBTS的运动比被它切穿的上新世磨拉石地层更年轻（如DeCelles等，1998a），但是也有确实证据表明它具有上新世-全新世的运动历史。在亚喜马拉雅带沉积模式的基础上，Meigs（1995）建议MBTS也许形成于11-9Ma。因为在上盘没有岩石能够与下盘岩石相匹配，也没有可以对已经识别出来的构造超覆提供几何学约束的大的、平行于倾向的露头，所以今天仍然不知道MBTS的逆冲总量。然而，横过造山前锋的重建工作说明MBTS至少有几十公里甚至更多的位移量（DeCelles等，1998b；Molnar，1984；Srivastava and Mitra，1994）。
主前沿逆冲断层系（MFTS）使亚喜马拉雅带从印度-恒河平原分离出来，并且亚喜马拉雅带代表了喜马拉雅造山楔的前缘。MFTS的实际露头是极端稀少的——以致于不能在图3中将MFST作为一种连续的绘图要素勾绘出来——但由于悬崖切割了河流阶地和冲积扇而较好地限定了这些已经存在的露头（Nakata，1989）。更一般地说，从MFTS 上盘的地貌学和构造地质学可以推断出它的几何学特征（Y eats等，1992）。虽然常常将MFTS滑动的开始年龄假定为上新世-全新世，但是却没有适合于这种假设的直接地质证据（Molnar，1984）。在已经出版的有代表性的喜马拉雅前缘横剖面中，把主前沿逆冲断层系（MFTS）作为一种至少直到北部主边界逆冲断层系地面痕迹的向下投影处也没有基底卷入的滑脱逆冲断层（如Yeats and Lillie，1991）。穿过整个喜马拉雅造山带的横剖面把主前沿逆冲断层系（MFTS）描述为：沿印度板块俯冲到喜马拉雅和西藏南部之下并到达主边界逆冲断层系（MBTS）和主中央逆冲断层系（MCTS）根部的低角度、基底逆冲断层的地面显示（Coward等，1988；DeCelles等，1998a；Molnar，1984；Schelling，
1992；Schelling and Arita，1991；Srivastava and Mitra，1994）。该模式中，基底逆冲断层指的是喜马拉雅基底逆冲断层——必定卷入了主中央逆冲断层系（MCTS）或约在喜马拉雅山脉顶部纬度向下投影位置北部的基底。喜马拉雅地质学家为了解释基底的卷入和为了提供一种过渡带北部通常俯角较陡的岩石单元的形成机制，传统上都引用了正好位于该位置南部喜马拉雅基底逆冲断层中的一种对冲断层（如Lyon-Caen and Molnar，1983；Molnar，1984）。大地测量结果暗示，印度板块和欧亚大陆的大量会聚量都集中在喜马拉雅山脉顶峰南部，而实质上，这里的上升速率比主中央逆冲断层系地面痕迹北部的上升速率更快（Bilham等，1997）。虽然在INDEPTH计划的第一阶段收集到的地震反射数据不能约束在喜马拉雅基底逆冲断层地下（这里被认为出现了对冲断层）的几何学特征，但是这些数据却揭示了一系列向北延伸到高喜马拉雅之下的反射面，这是证实喜马拉雅基底逆冲断层向北投影至少到达了45Km的深度的一种解释（Hauck等，1998）。
主中央逆冲断层系限定相对较好的起始年龄（中新世早期）、主边界逆冲断层系约束相对较差的起始年龄（晚中新世-上新世）及主前沿逆冲断层系推论的起始年龄（上新世-全新世）与褶皱和逆冲带的逆冲前沿向弧前盆地方向扩展的传统模式在时间上是一致的（Dahlstrom，1970）。实际上，这种解释增大了高喜马拉雅序列相对于低喜马拉雅序列发生构造超覆的总量，它将要求主中央逆冲断层系具有一个最小125Km的滑动量（Lyon-Caen and Molnar，1983）。Upreti and Le Fort（1999）提出低喜马拉雅异地岩体的基底逆冲断层代表了一种单独的逆冲断层系（他们的“Mahabarat逆冲断层”），该逆冲断层系具有在主中央逆冲断层系和主边界逆冲断层系之间一个过渡的起始年龄。然而，他们有关Mahabarat逆冲断层的论点以及他们采用的横剖面，都要求主中央逆冲断层系最近的运动实际上必须推迟到Mahabarat逆冲断层最近的运动发生之后。在通过对与断层有关的组构进行详细地质年代学调查后，证实这种假设是可能的。
今天我们对在新喜马拉雅阶段西藏带、印度河-雅鲁藏布江缝合带以及北喜马拉雅内部向南逆冲范围的了解程度还是很低的。这些带内许多向北倾斜的逆冲断层影响了始新世甚至更老地层，并可能具有始新喜马拉雅阶段、新喜马拉雅阶段以及二者的混合特征（如Ratschbacher等，Searle，1986）。岗底斯岩基侵入岩的40Ar/39Ar冷却年龄提供了北喜马拉雅带在新喜马拉雅阶段的缩短及相伴的侵蚀和剥蚀作用的间接证据（Copeland 等，1995）。
向北倒（南倾）的缩短构造：向南倾斜的倒转断层和向北倾覆的千米级直立褶皱，在西藏带北部和西藏南部的印度河-雅鲁藏布江缝合带中都是相当普遍的（Heim and Gansser，1939；Gansser，1964；Bally等，1980；Searle，1983；Burg and Chen，1984；Girardeau等，1984a）。这些构造出现最密集的地方在印度Ladakh-Zanskar地区印度河-雅鲁藏布江缝合带的南部边界（Searle，1986；Searle等，1988，1997a）、西藏西部（Yin 等，1999）及西藏中南部（Ratschbacher等，1992；Yin等，1994；Quideleur等，1997）。Yin等（1999）把这些构造作为造山带尺度断层系统的标志。虽然该系统的大多数主要断层在浅部均以28℃向南倾斜（Yin等，1999），但实际上却是许多中-高角度的倒转断
层（Girardeau等，1984a；Searle等，1997a；Yin等，1999），并且对喜马拉雅地区出现的新喜马拉雅阶段的总缩短量而言，其意义是有限的。多数已经出版的横剖面要求位移量不超过几公里（Ratschbacher等，1994；Yin等，1999）。Ladakh-Zanskar地区详细的研究表明，新喜马拉雅阶段，在西藏带北部、印度河-雅鲁藏布江缝合带中向北倒（南倾）和向南倒（北倾）的缩短构造是相关的，并认为一个大尺度的“冲起构造”是造成大约穿过该区西藏带的全部第三纪缩短量的三分之一的原因（Searle等，1990，1997a）。大约全部第三纪缩短量的一半到三分之二（也许20-30Km）可能是由向北倒（南倾）构造造成的。
下面讨论了反向冲断层和相关褶皱的年龄。这些构造使Zanskar-Ladakh地区印度河群磨拉石的所有序列发生了变形，Searle等（1997a）认为这些构造活动发生在上新世-更新世。另一方面，Quideleur等（1997）记录了在西藏中南部反向冲断层——Renbu-Zedong逆冲断层带附近的黑云母和钾长石的40Ar/39Ar年龄表明，该逆冲断层是由于19-10Ma的断层作用引起的。Yin等（1999）提出西藏西部Kailas地区主要的反向冲断层（Kailas逆冲断层）在下中新统Kailas砾岩上部发生沉积作用期间是活动的。Kailas 逆冲断层下盘Kailas砾岩中碎屑的钾长石40Ar/39Ar法多重域扩散模型（Lovera等，1989）定年结果与20Ma后的埋藏作用和热作用（由逆冲断层的置换作用造成，Yin等，1999）相一致。因为Kailas逆冲断层被Karakoram断层（一个不超过4Ma的起始年龄，Searle，1996）切去了顶端，Yin等（1999）推论Kailas逆冲断层的最小年龄大约是4Ma。Searle 等（1998）精确的估计了Karakoram断层的起始年龄向上达到大约11Ma，这可能暗示了发生反向冲断作用的一个更老年龄。然而，目前对Karakoram断层在中新世-全新世的时间间隔中怎样产生滑动问题，只有少量严格的约束条件，因此，在Karakoram断层和Kailas逆冲断层之间的相对年龄关系并不能排除Kailas逆冲断层系在上新世后期的真实滑动情况。
与南北向伸展有关的构造：喜马拉雅造山带最能激发人们产生新思想的变形特征是新喜马拉雅阶段向北倾斜的正断层和相关的褶皱。虽然大多数都广泛地分布在西藏带（Burchfiel等，1992），但它们在印度河-雅鲁藏布江缝合带、高喜马拉雅带、低喜马拉雅带也有所发现（Nakata，1989；Guillot等，1997；Steck等，1998）。除了解程度极差的、在西喜马拉雅高-超高压榴辉岩剥落过程中发挥了一定作用的始新喜马拉雅阶段的伸展剪切带以外（Steck等，1998），在喜马拉雅还有5类南北向伸展构造：第一类：藏南断层系及相关构造Caby等（1983）首次在尼泊尔北中部识别出由于正断层的存在而分离了西藏带和高喜马拉雅带，随后一些学者在藏南（Burg等，1984a；Burchfiel等，1992）和印度西北部（Searle，1986；Herren，1987；V aldiya，1989）也发现了这种情况。在多数成功的研究例子中，西藏南部断层系的基底拆离（以把上盘没有变质或弱变质的西藏带地层从高级角闪岩相片麻岩和高喜马拉雅序列下盘的淡色花岗岩之间分开出来为典型特征）出露在喜马拉雅顶峰附近（Hodges等，1992；Pognante and Benna，1993；Searle等，1997b；Searle，1999）。它以位于高喜马拉雅序列下盘最上部（500-1000m）一个近似平行的糜棱岩熔岩壳下部浅部北倾的脆性断层为代表，在
两种观点 第一种为印象派观点，即传统的用某种背景中主要构造的发展顺序来预测其它地区构造发展顺序的观点，具有主观性。本文强调了喜马拉雅-西藏造山体系过去50Ma来的演化历史，试图反映20世纪末喜马拉雅-西藏造山体系的研究程度。 第二种为新印象派观点，即识别出在造山带演化过程中导致发生造山作用的那些过程，并探讨在定义造山带行为时这些作用过程是怎样在一起进行活动的。其本质是要了解整体，必须先了解它的每一个组成部分。本文对喜马拉雅-西藏造山体系而言，试图回答这些问题：今天定义这个特殊体系的行为时必不可少的作用过程是什么？它们在时间上能够向后回溯多远？它们能够告诉我们关于造山作用更多的什么样的信息？ 目录 0 引言 (1) 1 地形特征 (2) 2 区域地质 (2) 2.1北喜马拉雅带 (2) 2.2印度河-雅鲁藏布江缝合带 (4) 2.2.1 北喜马拉雅组成 (4) 2.2.2 新特提斯洋底组成 (5) 2.2.3 印度板块组成 (5) 2.2.4 印度河-雅鲁藏布江缝合带外来岩块 (5) 2.3碰撞后的磨拉石盆地 (6) 2.4西藏带 (6) 2.5北喜马拉雅片麻岩穹 (7) 2.6高喜马拉雅带 (8) 2.7高喜马拉雅淡色花岗岩 (10) 2.8低喜马拉雅带 (11) 2.9低喜马拉雅结晶异地岩体 (12) 2.10亚喜马拉雅带 (13) 2.11山间盆地 (13) 3 喜马拉雅和藏南的构造历史 (13) 3.1原喜马拉雅阶段（白垩纪～早始新世） (14) 3.2始新喜马拉雅阶段（中始新世-晚渐新世） (14) 3.3新喜马拉雅阶段（中新世早期-现在） (16) 4 喜马拉雅碰撞后缩短量的估计 (23) 5 中生代-第三纪的变质历史 (24) 6 一种新印象派观点 (28)
一、遥感地质学的主要研究内容是什么？ 答：遥感地质学主要是指研究地球上各种地质体和各种地质现象，根据和利用地质体的电磁波谱特征,借助先进的遥感科学技术。从各种载着地物电磁辐射特征的遥感资料中提取地质信息，以达到宏观，准确，快速的研究地质体和地质现象的目的，在地质与成矿理论指导下，研究如何应用遥感技术进行地质与矿产资源调查研究的学科.是遥感技术与地球科学结合的一门边缘学科。 它的主要研究内容大致包括如下： 1、各类地质体的电磁辐射特性及其测试、分析与应用; 2、遥感图像的地质解译与编图； 3、遥感数字资料的地学信息提取原理与方法； 4、遥感技术在地质各个领域的具体应用和实效评价。 二、遥感图像地学信息解译主要内容有哪些？ 答：地学解译是从遥感图像上获取目标地物信息的过程具体是指解读人员通过应用各种解译技术和方法在遥感图像上识别出地质体、地质现象的物性和运动特点测算出某种数量指标的过程。其原则应采用由已知到未知、从区域到局部、先易后难、由宏观到微观、从总体到个别、从定性到定量、循序渐进的方法。其解译的主要内容如下： 1、遥感地质岩性解译 通过已知相关资料中的波谱与空间信息特征判断地表的岩石产出特点和物性。主要包括三大岩类：岩浆岩、沉积岩、变质岩。解译标志有以下：色调、亮度、形态。 主要的解译方法： 1）利用增强变换处理提取岩性信息 2）采用增强处理方法提取色调信息，可以扩大不同岩性的灰度差别，突出目标信息和改善图像效果，提高解译标志的判别能力。常用的遥感图像增强方法有反差扩展、去相关拉伸、彩色融合、运算增强、变换增强等 3）利用纹理信息提取岩性信息 4）每个岩性单元的灰度值具有各自不同的空间变化特征是运用纹理进行岩性分类的基础。常用的纹理信息提取方法有灰度共生矩阵法、小波变换和傅立叶变换等。通常将纹理图像作为新的波段参与岩性分类，许多学者的研究表
青藏高原的隆起对东亚大气环流及气候的影响 青藏高原体积巨大，平均海拔4000m以上，本身就是一个独特的高原气候区域。这里，气压低，大风多，日照长，年辐射强，年均温低，气候温凉，常年无夏，日较差大，年较差小，多对流性降水，降雪日多，具有与周围环境不同的气候特征。青藏高原不仅本身形成了独特的高原气候，而且对加强东亚季风环流起着重要作用，对我国气候有着极大影响。青藏高原的存在，使东亚季风产生很大的动力扰动和热力影响，对东亚季风起着维持和加强作用。 青藏高原的作用主要通过动力作用和热力作用两个方面表现出来： 1．青藏高原地形对对流层低层风场的动力作用。主要表现为高原附近西风气流的绕流分支现象和对南北气流的屏障作用。 ①迫使西风气流分流。 由于青藏高原是一个高大突起的大陆块，对于500mb以下东西风环流有显著的分支、绕流、和汇合作用。分支和汇合作用在高原迎风面形成“死水区”，绕流形成北脊、南槽的环流形势，对高原及其邻近地区天气气候都有重要影响。冬季，当西风带南移控制中国广大地区上空时，青藏高原使4000m以下的西风环流在高原西端分成南北两支。北支在高原西北部为西南气流，绕过新疆北部以后转为西北气流，流线呈反气旋性弯曲；南支在高原西南为西北气流，绕过高原南侧以后转为西南气流，流线呈气旋性弯曲，在孟加拉湾附近曲率最大，并形成低槽。两支气流在长江中下游流域汇合向东流去。值得指出的是，这种分支现象从10月份开始一直可以继续到次年6月，不仅在对流层下部常有这种现象存在，而且可以影响到9公里的高度或者更高些，从平均风速场来看，冬季南支西风要强于北支。在高原地形的规定下，西风带分流作用在某种程度上说，是使西风带的范围向南扩展了，其南界可达北纬15°~20°。这导致了冬季风可以向南扩散得更远。同时，南支西风气流的消长，又是冬夏季风交替的一个重要因素。 ②高原的屏障作用。 青藏高原动力作用的另一个重要表现就是对东亚大气环流起一种屏障作用。它不仅阻滞西来天气系统的东移，而且还直接阻挡我国西部对流层低层南北冷暖气流的交流，冬季，它阻挡了北方冷空气南侵，使西北内陆冷空气积聚更快，冷高压势力更强，从而使得该地区冬季更加干冷。而且在高原的制约下，冷空气南下途径偏东，使东部地区冬季风更为猛烈。同时，正是这种阻挡作用使得高原南侧印、缅一带冬季极少受到寒潮影响。夏季，西南季风在高原的阻挡下，不能深入北上，迫使印度的西南季风限制在高原南部。或者使西南季风只能绕过高原，在它的东南边缘，进入我国西南、华南、华中和华东地区，加强了这些地区的降水过程，形成湿润的气候环境。而我国西北地区由于青藏高原的阻挡，潮湿的空气不能深入我国西北内陆地区，故水汽少、湿度小、云雨稀少，形成夏季干旱少雨的干旱荒漠气候。此外，高原还使来自孟加拉湾的热带风暴或台风，也被阻留在喜马拉雅山南麓。由于青藏高原对于对流层低空的空气流动起着屏障作用，形成了高原南侧印度地区一带的冬干暖、夏温湿的气候特色，而在高原北侧南疆和河西一带冬季干冷，夏季干热。同时，由于高原的屏障作用，使蒙古人民共和国一带冬季少受暖平流的影响，有利于冷空气的堆积，出现了强大的蒙古高压。夏季印度半岛北部很少受到冷空气的影响，有利于热低压的维持。 ③迫使迎风气流爬坡，使高原四周边坡上出现多雨带。 冬季多偏西北气流，高原北坡、西坡出现多雨带；夏季多偏南偏东风，高原南坡和东坡出现多雨带。一定强度的气流可以爬越高原。兰州高原大气研究所的研究表明，青藏高原的动力作用对冬夏环流的影响是不同的，在夏季，高原的动力作用主要表现在对气流的绕流作用上，而在冬季，高原的作用在绕流和爬破两方面都很重要。这说明夏季弱气流过高原时，以绕为主。而冬季气流较强，除绕以外，还可以爬过高原。 ④“暗礁作用”。 青藏高原海拔4000m以上，一些主要山系可达5000~6000m以上，这块大台地像水底的暗礁一样，虽然不能直接阻挡平流层到对流层上部的气流，但可以通过气流上下之间的垂直切变，间接地影响到100mb高空的流场。 2．青藏高原通过热力作用深刻影响东亚大气环流。 首先在于高原是一个高大突起的大陆面，对于四周的自由大气来说，在冬夏起着明显的冷热源作用。 冬季，巨大的高原，因地势高，冰雪面积大，空气稀薄，辐射冷却快，降温迅速，成为一个低温高压中心。这样，高原比周围自由大气冷，一方面与南侧自由大气之间就形成了显著的温度梯度，高原有向外的空气质量输送，高空等压面向高原倾斜。结果，使西风南支气流得到进一步加强。而南支气流的维持和加强，如前所述，是东亚季风环流得到加强的标志。另一方面，这个低温高压中心迭加在蒙古高压之上，也更加增大了冬季风的势力。 夏季，青藏高原上空的温度比四周同高度的自由大气高，高原上的气流上升运动比东部强，使得在高原低层形成热低压，使低空有空气向高原输送，大大增强了印度低压的强度，从而加强了夏季风的势力。 冷热源作用使高原西部在10~4月形成冷高压，6~8月出现热低压，5月和9月为冷高压和热低压的转变时期。高原上冷高压和热低压的形成，使高原地区产生了特殊而复杂的气压场和流场结构。在冷高压的南侧印、缅上空产生一个低压带，热低压北侧有一高压带，这些高低压的出现，对我国西北地区干旱的形成，以及冬季喜马拉雅多雨带的形成，都有重要影响。 其次，青藏高原夏季加热作用，对东亚大气环流有很大的影响。这种加热作用，使中、下层产生巨大辐合，高空产生巨大辐散，形成特殊的副热带高压，即青藏高压。其势力的消长，位置的移动，对我国东部地区旱涝的影响。如青藏高压位置偏西，则长江中、下游，川东及贵州多雨，而川西与华北少雨；高压位置偏北，则对应着长江流域大范围严重干旱；偏南则对应长江流域多雨偏涝。 总之，青藏高原通过上述的动力作用和热力作用的综合影响，使我国气候更加复杂化，同时也加大了我国季风气候的强度及其空间范围。对东亚大气环流有着极重要的影响。
青藏地区自然特征与农业教学设计 一、课标分析 本课时内容充分体现地理学科特征——区域性与综合性,而构建学生的地理学科意识成为本课时教学的重点,也初步树立正确的人地关系。 具体课标的要求: 1、运用地图指出青藏地区的范围,比较自然地理差异; 2、说出其自然地理环境对生产、生活的影响。 二、教材分析 1、本节的作用和地位:《青藏地区自然特征与农业》是鲁教版地理七年级下教材第八章第一节。在此之前,学生已经学习完三个地理分区《北方地区》、《南方地区》、《西北地区》,各章节中的第一节设计思路与本节相同,这为过渡到本节的学习起着铺垫作用。具有与其他三大地理区域同等的地位,是对前面所学内容的复习、巩固。本章内容,在教材知识体系中占据重要的作用。 2、本节主要内容:与前三章第一节的设计思路相同,本节是青藏地区的概述,主要讲述青藏地区的自然环境特征,以及自然环境对居民生产生活的影响。本节教学内容的安排可以分成青藏地区的自然特征和人文特征两大板块。教材的第一个标题为“世界屋脊”,从青藏地区的自然景观入手,介绍青藏地区自然环境的最突出特征——高寒。第二个标题为“高寒牧区和河谷农业区”,主要介绍在高寒的自然环境下,青藏地区农牧业所具有的突出特征——高寒牧区和河谷农业区比较发达。 三、学情分析
本节所教为初二学生,学生已经具备了一定的地理思维能力和地理基础知识,接受新知识较为快速,对新鲜地理风俗事物的兴趣浓厚。且学生已经学习完前三章节内容,学习思路与本节相同,这为本节的学习起到了的铺垫作用。也是对前面所学内容的复习、巩固。但不足的是,对于新旧知识的联系和衔接上还存在一定的缺陷,教师应特别注意将所有知识系统化、条理化,并理清相关地理特征之间的关系。使学生脑海中有着学习区域地理的框架图,知道该从哪里着手分析,也为将来的高中地理学习打下基础。 四、教学目标 (一)知识与技能 1、在地图上识别青藏地区的主要地形类型,并用自己的语言描述青藏地区的地形特征。 2、了解自然环境对人类活动的影响 (二)过程与方法 学生通过阅读图表资料进行比较分析两地区的地理特征,再充分利用以前学过的有关地形、气候、植被等方面的知识,综合分析两地区的差异,提高综合分析归纳知识的能力,从而掌握学习区域地理的一般方法。 (三)情感、态度、价值观 通过本节的学习,培养学生热爱祖国的情感,树立可持续发展的观念,体现人地关系协调的观念。 五、教学重难点 重点:
·青藏高原地质构造与资源环境研究专栏· 西藏普兰县马攸木砂金矿床的发现及其意义 多吉1，温春齐2，刘建林1， 巴桑1，官辉1，霍艳2，格桑多庆1 （1.西藏自治区地勘局，西藏拉萨850000；2.成都理工大学，四川成都610059） 摘要：1999年在雅鲁藏布江缝合带西段马攸木地区首先探查到砂金异常，进而通过预查、普查和详查，发现了砂金储量居目前西藏之首的马攸木砂金矿床。该矿床Ⅰ号矿体长为14196.3m，平均宽度为126.61m，平均厚度为11.25m，加权平均品位为0.5116g／m3，砂金资源总量属大型。介绍了Ⅰ号矿体砂金的形态与粒度、成分和成色。马攸木砂金矿床的发现，对西藏地区及古地中海—喜马拉雅成矿域的找矿与成矿理论研究具有重要意义。 关键词：砂金矿床；马攸木；西藏 中图分类号：P618.51文献标识码：A 文章编号：1671－2552（2003）11～12－0896－04 Discovery of the Mayum placer gold deposit BurangCounty Tibet and its significance DUOJI1WEN Chunqi2LIU Jianlin1BASANG1GUAN Hui1 HUO Yan2GESANG Duoqing1 (1.Tibet Bureau of Geology and Mineral Eｘploration and Development Lhasa 850000 Tibet China； 2. Chengdu University of Technology Chengdu 610059Tibet China) Abstract:Placer gold anomalies were found in the Mayum area in the western segment of the Yarlung Zangbo suture zone in 1999 and then through regional appraisal and detailed reconnaissance the Mayum placer gold deposit whose placer gold reserves now rank first in Tibet was found. Orebody No. 1 of this deposit is 14196.3 m long126.61 m wide and 11.25 m thick on the average and has a weighted average grade of 0.5116 g／m3. According to the placer gold resources this deposit belongs to a large one. In the paper the shape grain size composition and fineness of placer gold in orebody No. 1 are introduced. The discovery of the Mayum placer gold deposit has great significance for gold prospecting and the study of the metallogenic theory in Tibet and the Tethys－Himalaya metallogenic domain. Key words:placer gold deposit Mayum Tibet 藏南特提斯晚侏罗世维美组的沉积环境 江新胜1，2，颜仰基2，潘桂棠2，廖忠礼2，朱弟成2 （1.成都理工大学沉积地质研究所，四川成都610059； 2.中国地质调查局成都地质矿产研究所，四川成都610082） 摘要：对维美组的沉积结构、构造、动物群生态特征、地层展布情况和放射虫硅质岩的产出
青藏高原的隆起对我国气候的影响 学院：资源与坏境学院 班级：10农业资源与环境 学号：2010084023 姓名：石继龙
青藏高原是世界上最大的高原，地势高峻，平均海拔4000～5000米，有许多耸立于雪线之上高逾6000～8000米的山峰。高原的外缘，高山环抱，壁立千仞，以3000～7000米的高差挺立于周围盆地、平原之上，衬托出高原挺拔的雄伟之势。高原面积250万平方公里，东西长3000 公里，南北宽1500公里，跨15个纬度。而且高原几乎占冬季中纬度对流层厚度的1／3以上，成为中纬度大气环流中的一个庞大的障碍物。对中国气候的形成无疑起着巨大的作用。 青藏高原的平均高度在4公里以上，是全球最高最大且具有复杂地形的巨大台地，其主体呈椭圆形。 青藏高原对我国气候的影响有三个方面： 一、对气温的影响 1.机械阻挡作用 青藏高原海拔高、面积大、矗立在29°-40°N间，南北约跨10个纬度，东西约跨35个经度，有相当大的面积，海拔在5000m以上，有一系列的山峰超过7000-8000m，占据对流层中低部，犹如大气海洋中的一个巨大岛屿，对于冬季层结稳定而厚度又不大的冷空气是一个较难越过的障碍。从西伯利亚西部侵入我国的寒潮一般都是通过准噶尔盆地，经河西走廊、黄土高原而直下东部平原，这就导致我国东部热带、副热带地区的冬季气温远比受西藏高原屏障的印度半岛北部为低。冬季西风气流遇到青藏高原的阻障被迫分支，分别沿高原绕行。从冬季北半球700hPa与500hPa月平均气温图上可以清楚地看出，在高原北部冬季各月都是西北侧暖于东北侧，高原南半部，则东南侧暖
于西南侧，这显然是受到上述分支冷暖平流的影响所致。因西风在高原西侧发生分支，于是高原西北侧为暖平流，西南侧为冷平流，绕过高原之后，气流辐合，东北侧为冷平流，东南侧为暖平流。 夏季青藏高原对南来暖湿气流的北上，也有一定的阻挡作用，不过暖湿气流一般具有不稳定层结，比冷空气易于爬越山地。从夏季月平均气温分布图上可以看出，由巴基斯坦北部和东北部阿萨姆两个地区总是有两个伸向西藏方向的暖舌，其中有一部分暖湿气流越过高原南部的山口或河谷凹地，流入高原南部，这是形成雅鲁藏布江谷地由东向西伸展的暖区的重要原因。 青藏高原阻滞作用对气温的影响，不仅出现在对流层低层，并且波及到对流层中层。根据我国衢县与同纬度德里各高度上月平均气温的比较，可以看出在500hPa及其以下各层的气温皆是衢县低于德里，尤其是冬半年的差异更大。 2.热力作用 将青藏高原地面的气温与同高度的自由大气相比，冬季高原气温偏低，夏季则偏高。根据观测资料分析计算表明，从11月至翌年2月是四周大气向高原地-气系统提供热量，这时青藏高原是个冷源，其强度以12月、1月份为最大，向四周自由大气吸收热量600多J/cm2d。春夏季青藏高原是个强大的热源，其强度以6、7月份为最大，向四周大气提供热量850J/cm2d以上。就全年平均而论，青藏高原地-气系统是一个热源。冬季青藏高原的冷区偏于高原的西部。夏
中国地理之青藏地区 一、考纲透析 1．掌握青藏地区的位置、范围、（在图上画出经纬线，确定其位置）。 2．分析青藏地区的自然地理特征。 3．区域自然地理特征对生产、生活的影响。了解农牧业生产特点。描述该区种植业主要分布地区，并分析影响种植业的主导区位因素。 4．能源和矿产资源。了解青藏地区能源的开发及矿产资源的分布。分析该地区太阳能和地热丰富的原因。 5．分析青藏铁路选线考虑的主要因素。青藏铁路修建的区位及意义。 6．主要城市。分析青藏地区城市形成与发展的主导区位因素。 7．了解青藏地区要的环境问题及措施。 二、体验高考 (2012 安徽卷)青藏高原四周多高山。青海省位于青藏高原东北部，平均海拔3500 米以上；柴达木盆地位于青海西北部。面积约占全省的三分之一。下图为青海省年降水量分布和年平均气温分区图。完成1-2 题。 1.青海省东南边缘降水较多，其水汽主要来自( )
A.大西洋 B.北冰洋 C.太平洋 D.印度洋 2.根据年平均气温分布状况，将青海省划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个温度区。三区年平均气温相比( ) A.Ⅰ>Ⅱ>Ⅲ B.Ⅰ<Ⅱ<Ⅲ C.Ⅰ<Ⅱ，Ⅱ>Ⅲ D.Ⅰ>Ⅱ，Ⅱ<Ⅲ （2011年新课标全国卷）下图显示青藏铁路从拉萨向北上坡段某处的景观。其中T是为保护铁路而建的工程设施。据此完成3～5题。 3．据图文信息可以推断 A．该段铁路沿等高线布线 B．该段河流冬季结冰 C．铁路沿P箭头指示向拉萨延伸 D．P箭头指示北方 4．M、N间的堆积物来源于 A．坡 B．河流 C．沟 D．原地 5．T设施的主要作用是 A．防御坡部位崩塌对铁路的危害 B．防御沟部位洪水及泥沙对铁路的危害 C．防御河流洪水对铁路的危害 D．方便野生动物穿越铁路线 三、自建基础 1．填注 （1）重要的山脉：喜马拉雅山、昆仑山、阿尔金山、祁连山、横断山、巴颜
《青藏高原》 教学目标 1、了解感受富有藏族山歌的演唱风格特点，把握变换拍子的特点。 2、指导学生运用恰当的速度、力度，用秀美舒展的声音演唱歌曲。 3、引导学生感受西藏雪域高原特点的音乐作品的美感与魅力，同时，培养学生热爱祖国的大好河山，增强爱国情感。 教学重点 1、学唱《青藏高原》，并了解歌曲所要表现的内容和音乐风格 2、能运用恰当的速度、力度、音色自信的有表情地演唱。 教学难点 掌握休止符、三拍延长音的唱法，正确运用呼吸来表现歌曲的美。 教材分析 这是作曲家张千一创作的一首歌曲。以明朗高亢而富有藏族风格的旋律，热情地歌颂了美丽庄严的青藏高原，表达了对祖国锦绣山川的眷恋、热爱之情。全曲为羽调式；节拍以四四拍子为主，间插以四二、四三拍子，引子为散板；曲式结构为有引子、前奏的二段体。 引子开始，由人声合唱出一个明朗、高亢、山歌风的衬腔，把人们带入到辽阔的青藏高原的意境之中。接着，由器乐演奏深化了这一音乐主题。 A段由起承转合的四个乐句构成。第一乐句作为全曲音乐主题的集中体现，具有秀美、明亮、亲切的特征；第二乐句继续承接着这一特征，切分节奏的运用使之更具活力；第三乐句作为一个转折，主要在前半句的音区和旋律音调上发生了变化，较低的音区和较为低回委婉的旋律，使感情表达更显真挚；第四乐句开头出现的后半拍起唱的节奏，使之既富有变化，又富有动力，后半乐句的旋律与第二乐句的结尾相同，使之具有“合”部的特征。 B段以宽广的衬腔开始，接以和引子相同的五度跳进为特点的藏族山歌音调，并以此贯穿于B段的各个乐句，使歌曲的明朗、高亢的山歌风格得以更为鲜明的体现。在第二段歌词的最后，还以扩充节奏和提高音区、扩展旋律的手法，变化重复了结尾乐句，把音乐情绪推向高潮，尽情地抒发了对青藏高原的赞美、热爱之情。 教学过程 一、组织教学
青藏高原的形成 3 惊天大揭秘，今天，如果有人说青藏高原形成于5000年左右，你可能认为他是不可理喻疯子，毕竟大陆漂移理论充斥着整个地理文化市场，这里提出了与大陆漂移完全相反的理论，向漫长的地壳运动提出了挑战。本文奔着实事求是的原则，通过探索论证，以事实的证据为依据，揭秘青藏高原形成于约5000年以前。当然，这是一种大胆的推测，实情有待进一步考证，同时，期待更多的读者参与，早日还原一个真实的地质历史真相。 青藏高原是世界上最高的高原，位于我国西南部，有“世界屋脊”之称，面积约230万平方千米，是以一系列东西横向的高大山脉为骨干的山地性高原，平均海拔达4000米以上，其南部地区山坡林立，高耸入云。著名的喜马拉雅山脉就耸立在这里，主峰珠穆朗玛峰是世界最高峰。 大量的数据资料证明，喜马拉雅山脉是世界上最年轻的山脉，那么究竟年轻到什么程度？它是怎么形成的？下面就是我们要探讨的话题。 青藏高原的形成还没有达成共识，目前对它的形成解释主要是大陆漂移理论； 2．4亿年前，由于板块运动，分离出来的印度板块向北移动、挤压，印度板块向北移动与亚欧板块运动碰撞之后，印度大陆的地壳插入亚洲大陆的地壳之下，其北部发生了强烈的褶皱断裂和抬升，促使昆仑山和可可西里地区隆生为陆地，随着印度板块继续向北插入古洋壳下，并把后者顶托起来，使喜马拉雅地区的浅海消失了。 喜马拉雅山开始形成并逐渐升高， 青藏高原也被印度板块的挤压作用隆升起来。这个过程持续了6000多万年，到了距今大约240万年前，青藏高原已有2000多米高了。地质学上把这段高原崛起的构造运动称为喜马拉雅运动。 以上这些借用了现代理论有关青藏高原形成过程，以上这些年代数据资料似乎缺乏有力的证据，这些数据带有很强的随意性，根据是什么？比如；南极洲冰雪覆盖了多少年，一开始一些科学家认为不少于一百万年，但是，经过现代科学考察南极洲冰雪覆盖大约在六千至一万年左右，前后误差一百多倍，青藏高原的形成推测与实际很可能有很大的误差。 这套理论源于魏格纳大陆漂移学说，他于1912年相对完整地提出了这套假说。到了二十世纪六十年代，随着板块构造学说的发展，大陆漂移学说得到了更多的支持。 大陆漂移设想最初提出是为了解释大西洋两岸明显的对应性。直到1915年，德国气象学家阿尔弗雷德?魏格纳的《大陆与海洋的形成》问世，才引起地质界的震动。魏格纳根据拟合大陆的外形、古气候学、古生物学、地质学、古地极迁移等大量证据，提出中生代地球表面存在一个泛大陆，这个超极大陆后来分裂，经过二亿多年的漂移形成现在的海洋和陆地。 板块理论被公认是20世纪自然科学领域的五大成就之一，它的提出是一次重大的地质学革命。但是板块理论遇到很大的困难，就是版块分裂运动的强大动力来源问题。80年代末，以美国科学家为首提出的大陆动力学计划旨在解决“板块”没有解决的大陆地质难题，如何发展板块理论，使这一学科陷入僵持中。 大陆漂移的致命错误就是力源问题，然而经历了一百多年的探索，在现代强大的科学侦测技术，面对一个强大的、漫长的持续了数亿年的力都找不到，至今未形成科学的令人信服的依据。 大陆漂移与地球地壳结构存在一定的矛盾，从青藏高原地形结构来分析，平均海拔4000米以上，相对零海拔存在每平方米一万吨以上的力量。高原对低洼地带有一个由高向低的能量趋势，这个趋势压力超过了100Mpa，这种力是每时每刻都存在的，也就是说在未来的时间里，青藏高原的高度应该呈下降趋势。高原的地壳厚度为70-80千米，是普通地壳厚度的2.5倍，高原是地球上最高的地方，同时也是地球上地壳最厚的地方，其边缘地区地壳厚度均在40千米以下，很难想象，薄地壳推动厚地壳做加厚运动，实在是很难形成
青藏高原有确切证据的地质历史可以追溯到距今4-5亿年前的奥陶纪，其后青藏地区各部分曾有过不同资料的地壳升降，或为海水淹没，或为陆地。到2.8亿年前（地质年代的早二叠世），现在的青藏高原是波涛汹涌的辽阔海洋。这片海域横贯现在欧亚大陆的南部地区，与北非、南欧、西亚和东南亚的海域沟通，称为“特提斯海”、或“古地中海”，当时特提斯海地区的气候温暖，成为海洋动、植物发育繁盛的地域。其南北两侧是已被分裂开的原始古陆（也称泛大陆），南边称冈瓦纳大陆，包括现在的南美州、非州、澳大利亚、南极州和南亚次大陆；北边的大陆称为欧亚大陆，也称劳亚大陆，包括现在的欧洲、亚洲和北美洲。 2.4亿年前，由于板块运动，分离出来的印度板块以较快的速度向北移动、挤压，其北部发生了强烈的褶皱断裂和抬升，促使昆仑山和可可西里地区隆生为陆地，随着印度板块继续向北插入古洋壳下，并推动着洋壳不断发生断裂，约在 2.1亿年前，特提斯海北部再次进入构造活跃期，北羌塘地区、喀喇昆仑山、唐古拉山、横断山脉脱离了海浸；到了距今8000万前，印度板块继续向北漂移，又一次引起了强烈的构造运动。冈底斯山、念青唐古拉山地区急剧上升，藏北地区和部分藏南地区也脱离海洋成为陆地。整个地势宽展舒缓，河流纵横，湖泊密布，其间有广阔的平原，气候湿润，丛林茂盛。高原的地貌格局基本形成。 地质学上把这段高原崛起的构造运动称为喜马拉雅运动。青藏高原的抬升过程不是匀速的运动，不是一次性的猛增，而是经历了几个不同的上升阶段。每次抬升都使高原地貌得以演进。 青藏高原抬升过程是匀速的运动，不是一次性的猛增。它经历了几个不同的上升阶段，每次上升都使高原地貌形态得以演进。 高原第一次上升，发生在距今340万年~170万年，青藏高原地区平均海拔从1000米左右上升到2000米以上，此时高原已经形成，这次上升运动被称为“青藏运动”。 高原第二次强烈隆升发生在110万年~60万年左右，高原面在80~60万年平均高度达到 3000~2500米左右，高原的自然环境发生了根本性的改变，高原上山地全面进入冰冻圈。高原的新旧断裂活动活跃，高山深谷地貌形成并发展。环流形势被打乱，气候从温暖湿润转为寒冷干旱，地域差异性明显增大。 高原第三次强烈隆升发生在距今15万年左右，这段时间，高原的平均高度已达到4000米以上，一些高山超过了6000米，使高原内部的气候更加寒冷干燥。 地质历史进入全新世(距今一万年前)，高原继续抬升，形成了今天高原面平均高度达到4700米。高原的强烈降升，给亚洲东部的自然环境以深刻的影响，高原的动力作用和势力作用改变了周围地区的环境。 距今一万年前，高原抬升速度更快，以平均每年7厘米速度上升，使之成为当今地球上的“世界屋脊青藏高原的形成历史大致可以划分为9个发展阶段
青藏高原隆起对中国自然环境的影响 青藏高原概述 青藏高原旧称青康藏高原(北纬25°～40°，东经74°～104°)是亚洲中部的一个高原地区，它是世界上最高的高原，平均海拔高度在4000米以上，有“世界屋脊”和“第三极”之称。青藏高原实际上是由一系列高大山脉组成的高山“大本营”，地理学家称它为“山原”。高原上的山脉主要是东西走向和西北—东南走向的，自北而南有祁连山、昆仑山、唐古拉山、冈底斯山和喜马拉雅山。这些大山海拔都在五六千米以上。所以说“高”是青藏高原地形上的一个最主要的特征。青藏高原在地形上的另一个重要特色就是湖泊众多。高原上有两组不同走向的山岭相互交错，把高原分割成许多盆地、宽谷和湖泊。这些湖泊主要靠周围高山冰雪融水补给，而且大部分都是自立门户，独成“一家”。著名的青海湖位于青海省境内，为断层陷落湖，面积为4456平方公里，高出海平面3175米，最大湖深达38米，是中国最大的咸水湖。其次是西藏自治区境内的纳木湖，面积约2000平方公里，高出海平面4 650米，是世界上最高的大湖。这些湖泊大多是内陆咸水湖，盛产食盐、硼砂、芒硝等矿物，有不少湖还盛产鱼类。在湖泊周围、山间盆地和向阳缓坡地带分布着大片翠绿的草地，所以这里是仅次于内蒙古、新疆的重要牧区。 它包括中国西藏自治区全部、和青海省、新疆维吾尔自治区、甘肃省、四川省、云南省的部分，不丹、尼泊尔、印度、巴基斯坦、阿富汗、塔吉克斯坦、吉尔吉斯斯坦的部分或全部，总面积250万平方公里。 一、青藏高原隆起对地貌的影响 我国现代地貌格局与特点的最终形成是在漫长地质历史时期中的内、外营力做共同做用的结果，燕山运动以前形成的山脉高原在进入第三纪时，已经长期侵蚀夷平。与现代地貌关系最密切的是喜马拉雅运动和新构造运动期间隆起的青藏高原，与高原巨大高度，广阔面积屹立在我国西南部构成第一级阶梯，最后奠定了我国现代地貌格局。
遥感地质学实习报告 ——航片Hgx-185构造与产状解译 指导老师： 班级： 姓名： 学号： 中国地质大学（武汉）信息工程学院 2014年5月
一、解译目的 遥感解译的过程就是从遥感图像中获得最基本的信息（获取各种地学遥感信息），根据地质工作的要求，学会运用解译标志和实践经验，应用各种解译技术和方法，识别出典型的地质现象和地质体，掌握地质像的物性特点以及从色调、波谱特征、影纹等方面，并从这些方面测算出关于地质体的相关数量指标。而我们通过此次的遥感解译作业，可以帮助我们进一步巩固课堂的理论知识，并用以实践，为将来自己从事这方面的工作打下坚实的基础。 二、解译原则 （1）由已知到未知、先易后难； （2）从区域到局部、由宏观到微观； （3）从定性到定量，循序渐进； （4）联系实际，边解译边勾绘 三、解译方法及步骤 1.解译方法 为了准确进行遥感地质解译，解译者首先应具备一定的地质、遥感知识；其次应对解译区的地质基础、构造格架、灾害地质、地形地貌和水文情况等要有粗略的了解。常用的解译分析方法有： （1）直判法 根据不同性质地质体在遥感图像上显示出的影像特征、规律所建立的遥感地质解译标志或影像单元，并在遥感图像上直接解译提取出构造、岩石等地质现象信息，实现地质体解译圈定与属性划分。
（2）对比法 对未知区遥感图像上反映的地质现象，通过已知区图像特征与解译标志的对比进行解译。如图像上解译的遥感矿化蚀变异常，往往是通过已知含矿区矿化蚀变异常标志来进行对比圈定。 （3）邻比法 当图像解译标志不明显，地质细节模糊，解译困难时，可与相邻图像进行比较，将邻区的解译标志或地质细节延伸、引入，从而对困难区作出解译。如多组断裂交汇区或断裂带交切关系的解译时，采用邻比法一般可取得好的效果。 （4）综合判断法 当目标在图像上难以直接显现时，可采取对控制地区目标物有因果关系的生成条件、控制条件的解译分析，预测目标物存在的可能性。综合判断法除对图像上目标物的环境作综合分析判断外，也可收集地质、物探、化探等方面的资料进行综合判断与印证。这种方法常用在遥感矿产解译之上。由于受图像分辨率限制，一般图像上难以直接判读出矿体（层）的存在，因此常采用对区域成矿、控矿条件的综合判断解译，来实现找矿、控矿、容矿和矿化信息的提取。 2.解译步骤 （1）由易到难 这里的“难、易”主要指遥感影像的可解译程度和地质的复杂程度。解译时先从地质构造简单、地层出露齐全，遥感影像上地质信息丰富、清晰的地区开始；然后再推进到解译难度较大的地区。推进时，可采
青藏地区 姓名：班级： 【学习目标】 1.分析青藏高原的形成原因，及对能源与地质构造的影响。 2．理解高寒气候的形成，分析气温和降水的空间分布特点，学会描述青藏地区独特的气候特征。 3．理解高原农牧业分布特征与自然环境间的关系。 4.形成以“高”为中心的知识结构图 【学习重点】 1．青藏地区气温和降水的空间分布特点，描述青藏地区独特的气候特征。 2．高寒环境对植被，农业生产，交通，能源，资源等的影响。 【知识梳理】 一、地理位置和范围： 1、位置：位于中国西南部，山以西，山以北，山 和阿尔金山、山以南， 2、范围（行政区）：包括青海省、西藏自治区、西部、甘肃部和南部边缘地区。 二、地形：主要位于我国地势________阶梯，地形以_______为主 1、青藏高原：是世界上最的高原，连绵、广布，平均海拔超过 米。有“”之称。世界上海拔超过8000米的山峰几乎都在该地区。 2、大峡谷为世界之最。 3、盆地是我国地势最高的内陆大盆地。 三、气候： 1、由于高，形成独特的气候。 2、主要气候特征： ①结合青藏地区1月、7月等温线分布图，分该地区的气温特点 ②结合中国降水量分布图，描述青藏高原区降水量空间分布规律并分析原因 四、水文特征 补给多，冈底斯山脉以南受来自洋季风影响，水量较大，落差大，资源丰富。尤其是大峡谷地区，水能开发潜力巨大。 主要河流：这里是不少大江大河的源头，我国的_________、、都发源在这里。 主要湖泊：我国内陆湖泊主要分布区之一，湖为我国第一大湖，湖为海拔最高的湖泊。
五、植被和土壤 青藏地区主要以高山草甸为主，藏北有大片寒荒漠分布。边缘地区垂直分带明显。 土壤主要为寒漠土和山地草甸土。 六、丰富的能源和矿产资源 1、青藏地区气温低，但太阳能资源丰富的原因： __________________________________________________________________________ 2、青藏地区地热能丰富的原因：，有我国目 前最大的地热能电站 3、“聚宝盆”盆地有察尔汗的（附近有我国最大的钾肥厂）、冷湖的、 鱼卡的煤、锡铁山的。 【课堂检测】 一、基础自测 读我国沿32N所作的地形剖面图，回答1～3题。 1. A地形区农业生产的主要模式是（） A.山地畜牧业、绿洲农业 B.高寒畜牧业、河谷农业 C.河漫滩畜牧业、灌溉农业 D.农耕区畜牧业、生态农业 2.A地形区丰富的新能源是( ) A．水能、生物能 B．太阳能、地热能 C．石油、天然气 D．核能、生物能3.A地形区比B、C两地形区人口密度小得多，最主要原因是( ) A．开发历史较晚 B．自然条件恶劣 C．经济落后 D．交通落后 4. 卫星遥感监测显示，1999～2008年青藏高原上的色林错湖面扩大了大约20％，主要原因是（） A. 冰雪融水增加 B. 冻土面积扩大 C. 青藏高原抬升 D. 湖面蒸发增加 下图是乌鲁木齐（43°47′N）、拉萨（29°40′N）、重庆（29°31′N）和海口（20°02′N）四城市的气温、日照年变化曲线图。读图回答1-2题。
新生代晚期青藏高原强烈隆起及其对周边环境的影响 3李吉均①② 方小敏① 潘保田① 赵志军② 宋友桂① (①兰州大学地理科学系,兰州 730000;②南京师范大学地理科学学院,南京 210097) 摘要 青藏高原主夷平面形成的上限年龄为3.6MaB.P.,临夏盆地新生代湖相沉积同时结束,青藏运动开始,分为A (3.6MaB.P.),B (2.6MaB.P.)和C (1.7MaB.P.)3幕,A 幕现代亚洲季风形成,B 幕黄土开始堆积,C 幕黄河出现;昆黄运动(1.2～0.6MaB.P.)使黄河干流切入青藏高原,大面积山地进入冰冻圈,可能导致中更新世之气候转型;共和运动造成黄河切穿龙羊峡,青海湖孤立,高原达到现代高度。中国三大自然区是高原隆升驱动大气环流改变而导致的中国最高层次的景观分异。本文讨论了8MaB.P.的有限高度隆升及亚洲干旱化的问题,亚洲夏季风22MaB.P.已经开始,是高原隆升及其它因素共同作用的结果,为亚洲古季风阶段。3.6MaB.P.才是现代亚洲季风真正开始的时期,可能北半球进入冰期也与此有密切关系。 主题词 新生代晚期 青藏高原 构造隆升 环境变化 1 前言 早在20世纪50年代由竺可桢先生领导的全国自然区划工作过程中就发现中国存在着3个大的自然区域,即东部季风区、西北干旱区和青藏高原高寒区,任何区划都脱不了这一框架。但是,这种大的区域分异因何而来,则不甚明了。经过几十年的努力,现在基本清楚,在诸多原因中青藏高原的隆升是造成这种巨大分异的主要原因。但是,青藏高原何时隆起,高度变化历史,整体隆升中的区域差异以及相邻其它地区的彼此关系是必须明确的问题。这些问题不能解决,亦将阻碍对高原隆起及其环境影响的进一步认识,因而成为研究热点,意见分歧很大。例如,关于强烈隆起开始的时间,本文作者主张年代很新、最 强的隆升发生于3.6MaB.P.[1～3],多数西方学者则认为主要发生于8MaB.P.[4～6]。近来 的发展趋势有相互接近[7～11] 的苗头,关于季风形成时间虽然差异很大,但也有逐步趋 近[1,10,11]的表现。总之,随着资料的积累和研究的深入,问题将逐步得到解决。第一作者简介:李吉均 男 68岁 教授、中国科学院院士 地貌学与冰川学专业 E 2mail :li jj @https://www.doczj.com/doc/323813121.html, 3 国家重点基础研究发展规划项目(批准号:G 1998040809和G 1998040815)和国家自然科学基金(批准号:49731010)资助重点项目 2001-05-02收稿,2001-06-29收修改稿第21卷 第5期 2001年9月 第 四 纪 研 究QUA TERNAR Y SCIENCES Vol.21,No.5 September ,2001
9.1青藏地区的自然特征与农业教案 广州市花都区秀全外国语学校徐素丽 【教材分析】 把青藏地区作为一个独立的地理单元,已表明了地形是影响本区特征的主导因素,“高”和“寒”成为本区的主要特征。它直接影响青藏地区的其他环境要素,并影响居民的生产和生活。本节共分两部分:第一部分阐述“高”和“寒”。“高”和“寒”是本区的主要自然特征，是引起地理环境各要素变化的主导因素。抓住了“高”和“寒”对地理环境各要素的影响，也就抓住了各自然景观形成的根本原因。第二部分阐述了高寒环境对人们生产和生活的影响 【学情分析】 学生经过一年的初中学习，已经掌握了一定的读图方法和分析问题的能力，并且在日常的生活和学习中掌握了一些关于中国领土的知识，在前面的章节学习中，学生已经基本了解了怎样描述一个地区的自然特征和当地自然特征对生产和生活的影响。因此可以充分让学生自主学习，探索、推理、归纳青藏地区的自然特征和农业。由于在生活中学生对于青藏地区了解比较少，因此在教学中需要充分利用图片、视频等材料来增加学生的间接体验，在教学过程中注重指导学生分析地图，主要采取看图片、视频、提问题的形式，引起学生兴趣，让学生带着问题、有目的地阅读地图、分析地图，有利于抓住事物特征。 【教学目标】 （一）知识技能： 1、学生利用地图掌握青藏地区的位置和范围 2、学生通过图表资料的对比分析，知道青藏地区自然环境基本特征，了解高寒环境的主要表现。 3、学生理解青藏地区农业生产发展的优势条件和制约条件。 4、学生记住青藏地区高原农业、人口分布的主要特点。 （二）情感态度与价值观： 学会欣赏青藏地区独特的自然和人文景观。 【教学重点与难点】 教学重点：本区高寒的自然环境，以及高寒环境对农业的影响。 教学难点：理解高寒环境对农业生产发展的影响。 【教法学法】 读图分析法、讲述法、探究学习法。
中国区域地理第八章青藏地区 主备人：胡露茹 姓名班级学号使用时间； 一、学习目标: 1.掌握青藏地区的地理位置和范围，能准确定位。主要矿产地及能源分布。 2.熟悉青藏地区的气候、地形特征，能分析青藏地区的高寒气候的形成原因。 3.了解自然资源（如主要矿产、能源）的分布 4.了解青藏地区的特色农业地域类型，能分析自然条件和社会经济因素对青藏地区的农业生产的影响及其特点。 5.了解青藏地区的主要生态环境问题，理解青藏地区生态环境保护的重要性。 6.认识青藏地区的主要城市及其分布的区位。 二、重点难点: 1.青藏地区的生态环境的形成原因及保护措施 2.自然条件和社会经济区位对工农业发展的影响。 三、复习材料：《区域地理》P157-163；《图文详解》P199-200 四、学习过程 第一部分自主学习 【知识点一】青藏地区概况 一、概况 （一）面积和人口：面积占全国25%、人口占全国1%，具有的特点。 （二）民族与宗教： 1、民族：主要聚居区 2、宗教：青藏地区除青海省东北部汉族人较多外，大部分地区人口以藏族为主．藏族人民多信奉藏传佛教（俗称教）．位于拉萨市中部的是著名的藏传佛教圣地． （三）自然地理环境特征： 1、位置和范围： （1）青藏地区位于山脉以西、山脉以北、山-- 山脉—山脉以南。区内大体可以分为、、 、四个分区 （2）经纬度位置：大约位于N——N，属于纬度的高原； 位于E——E之间， （3）相对位置： 青藏地区西部和南部依次与、、、、、、等国接壤。 利：青藏地区是我国与亚、亚地区的交往的新通道，是我国通往西亚的陆上咽喉要道，将来可能成为我国从西亚进口石油的重要通道。地处我国中巴经济走 廊、中缅经济走廊的起点区。 弊：①与印度存在土地争议，国防压力大。