青藏高原东缘中生代若尔盖古高原的发现及其地质意义

刘树根, 李智武, Peter J.J. Kamp, 冉 波, 李金玺, 邓 宾,王国芝, Ganqing XU, Martin Danišík, 杨 迪,王自剑, 李祥辉, 刘顺, 李巨初

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059;2.School of Science, University of Waikato, Hamilton 3240, New Zealand;3.John de Laeter Centre, The Institute for Geoscience Research, Department of Applied Geology and Applied Physics, Curtin University, Perth, Western Australia 6102, Australia;4.南京大学 地球科学与工程学院，南京 210046)

青藏高原以其复杂的地质结构、丰富的地质作用、独特的地貌景观及其对亚洲乃至全球气候的影响而成为地学研究经久不衰的热点地区[1-7]。在有关青藏高原的众多科学问题中，高原隆升和生长的历史、方式与机制无疑是最引人关注的领域[2,4,8-11]。早期关于高原隆升历史的研究和认识主要集中在晚新生代，特别是中新世以来[8,12-15]，而对早期高原隆升历史的研究重视不够[4,16-17]。其主要原因是绝大多数构造模式都基于这一基本假设前提[11]——青藏高原的隆升是欧亚大陆与印度大陆碰撞的直接结果：在印-亚大陆碰撞之前，青藏高原主体的高度都位于海平面附近，大约自55 Ma B.P.以来随着印-亚大陆的碰撞和持续汇聚，青藏高原从印度河-雅鲁藏布江缝合带逐渐向北、向东生长[15,18]。近十多年来，随着Kapp等[19-22]对晚白垩世至新生代早期地壳缩短作用的重新评估，提出在白垩纪末期羌塘和拉萨地体就已形成相当规模的高原，并得到拉萨地体北缘伦坡拉盆地氧同位素古高程计研究[9]的支持；特别是Wang等[10]在此基础上提出的“原青藏高原”(Proto-Tibetan Plateau)的观点，极大地改变了人们对于青藏高原隆升历史的已有认识，使早期高原隆升成为关注的热点问题之一。为此，国内外众多学者开展了大量的低温热年代学和古高程计研究工作(图1)来限定高原面的抬升和剥蚀历史。大量的低温热年代学数据表明青藏高原的抬升剥蚀在时空上存在着显著差异(图1)：从高原中部响应于拉萨-羌塘地体碰撞在晚白垩世期间(100～85 Ma B.P.)的初始隆升[11]，到高原内部响应于新特提斯洋岩石圈持续向北俯冲和印-亚大陆碰撞在始新世期间(45～40 Ma B.P.)的主体隆升[10-11]，再到高原外部及边缘响应于印-亚大陆碰撞后持续汇聚分别在晚始新世-早渐新世期间(35～22 Ma B.P.)的向南、向北和向东扩展[23-25]，及在中-晚中新世期间(15～10 Ma B.P.)向北、向东的快速生长[24,26-38]。同时，这些研究结果还进一步揭示了青藏高原是由内向外逐渐生长的[7,11,39-40]，有力地支持了原青藏高原[10,20]的观点。上述演化趋势也得到古高程计研究结果的验证(图1)，包括拉萨和羌塘地体在内的高原主体最晚在始新世末可能就隆升到了接近现今的海拔高度[9,41-42]，而高原边缘则主要在中新世以来才逐渐隆升到现今高度[31,43-44]。此外，原青藏高原的认识也得到岩浆记录[45]、碎屑记录[46]和构造变形[47]等方面研究的支持。可见，越来越多的资料共同指示青藏高原主体(羌塘和拉萨地体)在印-亚碰撞(约55 Ma B.P.)前就已形成了相当规模和相当高度的古高原——羌塘-拉萨古高原；但该古高原向东的延伸情况仍不清楚[11]，这构成了本文研究工作的出发点之一。

以龙门山冲断带为标志的青藏高原东缘(图1)，由于具有整个高原周缘乃至世界上最大的地形梯度[27,96]而又缺乏明显的新生代地壳缩短[97-98]，同时表现出快速的晚新生代隆升[24,27, 32,38]和强烈的新构造活动[99-100]，而成为揭示高原隆升和生长及其动力学机制的理想位置，且因其所处的特殊构造部位——印-亚板块汇聚方向的侧翼而显得尤为重要。两种端元模式被广泛用来解释青藏高原东缘的隆升和岩石圈变形：冲断模型[101]和下地壳通道流模型[96]。下地壳通道流模型虽然很好地解释了青藏高原东缘和北缘的地貌形成，并得到部分地球物理和低温热年代学研究的支持[27,102-103]，但由于无法合理解释2008 年汶川“5·12”Ms 8.0 级地震的发生而受到广泛质疑[36,62,80,104-107]。与此相对，冲断模型虽然能够合理解释汶川地震的发生并得到越来越多地球物理和低温热年学研究的支持[32,36-38,70,108]，但却无法合理解释青藏高原东缘晚新生代的大面积隆升。由此可见，无论是冲断模式还是下地壳流动模式，都难以合理解释青藏高原东缘的地质现象，同时也暗示青藏高原东缘的构造动力学过程远较目前认为的复杂。不仅如此，由于缺乏良好的地质记录，对青藏高原东缘晚中生代构造演化(包括前述的原青藏高原向东延伸情况)的论述鲜有涉及，甚至是空白，这构成了本文研究工作的另一个出发点。

自西向东穿过青藏高原东缘，在地貌上依次出现地势起伏较小的高海拔区(若尔盖高原，海拔高度约3.5 km)、地势起伏巨大的地形陡变带(龙门山，海拔高度0.5～5 km)和地势起伏小的低海拔区(成都平原，海拔高度约500 m)3级地貌特征(图2)。它们分别代表了高原内部、高原边缘和相邻盆地3种不同的构造-地貌单元类型, 在构造上相应依次出现强烈变形-变质(松潘-甘孜褶皱带)、褶皱-冲断变形(龙门山冲断带)和弱-未变形(四川盆地)的完整变形序列。它们是3个相互独立而又密切联系的构造-地貌单元，受控于统一的地球动力学背景，有机地构建了一个完整的原-山-盆体系——青藏高原东缘原-山-盆系统，是探讨青藏高原东缘构造动力学的最佳场所。而分别位于上述3个不同构造-地貌单元的3口深井(井深>7 km)——位于若尔盖高原内部的红参1井、位于龙门山冲断带前缘的龙深1井和位于川西前陆盆地西缘的川科1井(图2)——更是为探索青藏高原东缘构造动力学机制提供了宝贵素材。从2005年开始，我们先后在中国石化和国家自然科学基金委的资助下，对青藏高原东缘中生代-新生代构造演化及其动力学机制进行了探索。近年来，我们利用上述3口井的素材开展了多重低温热年代学[锆石裂变径迹、锆石(U-Th)/He、磷灰石裂变径迹和磷灰石(U-Th)/He]研究工作，其中的一个重要发现是首次揭示了青藏高原东缘若尔盖高原在白垩纪中期存在约115 Ma B.P.和约80 Ma B.P.两次重要的剥蚀事件，暗示青藏高原东缘早在印-亚碰撞之前就可能形成了一定高度的古高原。本文即是对这一研究发现的初步报道。

图1说明：

地貌底图据SRTM 90 m数据成图。主要断裂据Tapponnier等[15]、Taylor等[48]、王立全等[49]。断裂名称缩写：MBT.喜马拉雅南缘主边界冲断层; KKF.喀喇昆仑断裂; ATF.阿尔金断裂; HYF.海原断裂; KLF.东昆仑断裂; XSF.鲜水河断裂; XJF.小江断裂; JLF.嘉黎断裂; RRF.红河断裂。缝合带据Pan等[50]、王立全等[49]。缝合带名称缩写: IYS.印度河-雅鲁藏布江缝合带; BNS.班公湖-怒江缝合带; SHS.龙木措-双湖缝合带; JSS.金沙江-哀牢山缝合带; GLS.甘孜-理塘缝合带; AMS.康西瓦-木孜塔格-玛沁-勉略缝合带。低温热年代学年龄据Zeitler等[51]、Copeland等[52]、刘树根等[53]、Arne等[54]、Xu等[55]、Jolivet等[26]、Kirby等[27]、Schlup等[56]、Clark等[28]、Reid等[57]、Enkelmann等[29]、Yuan等[30]、施小斌等[58]、Lai等[59]、Kumar等[60]、Wang等[10]、Kirstein等[61]、van der Beek等[23]、Godard等[32]、李智武等[62]、Clark等[62]、Ouimet等[34]、Wilson等[64]、Hetzel等[65]、Wang等[24]、Rohrmann等[11]、Tian等[36]、Dai等[39]、Haider等[66]、Duvall等[35]、Cook等[67]、Tian等[68-69]、Tan等[70]、Carrapa等[71]、Zeitler[72]、Tian等[73]、Li等[74]、Zhang等[75]、Zhang等[76]、Li等[40]、Yang等[77]、Tan等[38,78]、Yang等[79]、Ge等[25]、Ansberque等[80]、Liu-Zeng等[81]、Tian等[37]、Tang等[82]、Nie等[83]、Wang等[84]。低温热年代学测龄方法缩写: AHe.磷灰石(U-Th)/He; AFT.磷灰石裂变径迹; ZHe.锆石(U-Th)/He; ZFT.锆石裂变径迹。古高程计研究点位缩写和数据分别来自: Zd.札达(Saylor等[85]); Lq.柳曲(Ding等[43]); Nl.楠木林(Spicer等[86]、Currie等[87]); Lz.林周(Ding等[41]); Nm.尼玛(De Celles等[88]); Lp.伦坡拉(Rowley等[9]、Polissar等[89]); Qt.羌塘(Xu等[90]); Hx.可可西里(Cyr等[91]、Polissar等[89]); Sp.松潘(Xu等[92]); Gj.贡觉(Tang等[93]); Mk.芒康(Li等[94]); Lm.黎明(Hoke等[95]); Jc.剑川(Li等[94]、Hoke等[42]); Lh.吕合(Hoke等[42,95]); Xlt.小龙潭(Li等[94])。古高程计年龄代表了研究点位置获得的海拔高度或者接近现今海拔高度的最晚年龄。主要构造单元名称缩写: IP.印度板块; HM.喜马拉雅地体; LS.拉萨地体; SQ.南羌塘地体; NQ.北羌塘地体; SG.可可西里-松潘-甘孜地体(或褶皱带); YD.义敦岛弧; KQQ.昆仑-祁连-秦岭造山复合体; NCB.华北地块; SCB.华南地块; TB.塔里木盆地; QB.柴达木盆地; OB.鄂尔多斯盆地; SB.四川盆地; LMS.龙门山冲断带; ZB.若尔盖地块。以若尔盖地块(ZB)为主体的若尔盖高原(即松潘-甘孜褶皱带)；龙门山冲断带(LMS)和四川盆地(SB)构成了青藏高原东缘完整的原-山-盆地貌-构造系统。红参1井(HC1)位于若尔盖地块之上

图2 青藏高原东缘构造地貌图Fig.2 Tectonic and geomorphological map of the eastern Tibetan Plateau关键深井: HC1.红参1井; LS1.龙深1井; CK1.川科1井。主要断裂带名称缩写: EKLF.东昆仑断裂; TZF.塔藏断裂; MLF.勉略断裂; ABF.阿坝断裂; LRF.龙日坝断裂; MJF.岷江断裂; QCF.青川断裂; MWF.茂县-汶川断裂; BYF.北川-映秀断裂; AGF.安县-灌县断裂; XSHF.鲜水河断裂

前文已述，越来越多的资料表明羌塘和拉萨地体在印-亚碰撞之前就已形成了相当规模的古高原，但其向东的延伸情况并不清楚[11]。尽管随后有学者针对性地开展了低温热年代学工作[39]，但对这一问题并没有给出明确回答。Liu-Zeng等[105]曾通过青藏高原地形分析并基于Tapponnier等[15]的模式构建了始新世高原的形成和可能的空间范围，这与Wang等[10]提出的原青藏高原具有类似之处，但遗憾的是没有涉及印-亚碰撞之前高原的形成。近年来，青藏高原东南缘的许多古高程研究[42,93-95]揭示了其在始新世就已达到了接近现今的高度，但主要也是针对Liu-Zeng等[105]构建的始新世古高原，同样没有涉及前碰撞高原的形成。尽管如此，一个不可忽视的事实是无论早期[27-29,55,57,59,63-64]还是新近[37,39,68-69,75,79-82]的低温热年代学研究均揭示青藏高原东部在白垩纪中期(约100 Ma B.P.)存在明显的冷却事件(图1)，至少表明青藏高原东部在白垩纪就已具有明显的地形高度。我们通过红参1井多重低温热年代学研究进一步确证了青藏高原东缘白垩纪中期的快速剥蚀事件。更为重要的是，红参1井多重低温热年代学研究结果揭示青藏高原东部若尔盖高原自70 Ma B.P.以来进入极其缓慢的冷却阶段，整个新生代期间都处于近乎“零”剥蚀的状态，表明其在印-亚大陆碰撞之前就进入高原化阶段，我们称之为若尔盖古高原。结合青藏高原东缘的地质特征(如构造变形、岩浆活动、盆地演化等)，以及上述前人的低温热年代学和古高程研究结果，我们建议将若尔盖古高原向西与羌塘-拉萨古高原相联，统称为羌塘-若尔盖古高原，主要形成于白垩纪中期(图1)。这与许志琴等[109]提出“青藏高原的初始高原在白垩纪形成”的观点不谋而合。

高原隆升是大范围地壳加厚的直接表现。青藏高原主要是中生代以来多个地体拼合的结果(图1)[5,50]，多期次的俯冲-碰撞势必造成地壳不同程度地加厚，不论这种加厚是否留下明显的地表岩石变形记录，都必然对青藏高原的隆升有所贡献。典型的实例如拉萨古高原，拉萨地体在印-亚碰撞前就已发生实质性的地壳加厚和隆升而形成安第斯型高原[16-17,20-22, 110]，其与北侧的羌塘古高原之间可能为一海道[4,17,40-41]。因此，羌塘-拉萨古高原应是羌塘古高原与拉萨古高原拼合的产物。按照这种推理，青藏高原可能是多个类似现代安第斯高原的窄高原拼合而成，在新生代期间随着印-亚大陆的持续汇聚而逐渐整一化。松潘-甘孜-可可西里地体是最早(印支期)拼接到欧亚大陆南缘的地体，经历的俯冲-碰撞-挤压事件最多，因而具备形成早期高原的地质背景和地质条件。本文在回顾若尔盖古高原提出过程的基础上，通过若尔盖地块的构造属性、构造变形特征、隆升-剥蚀特征、盆地沉积记录等方面的分析，论证若尔盖古高原存在的可能性；同时指出这一发现的地质意义并对仍需进一步研究的问题进行展望，旨在抛砖引玉，希望能促进和加深对青藏高原形成演化的理解。

1 若尔盖古高原的提出

现今的若尔盖高原或川西高原位于青藏高原东缘，海拔高度3.3～3.6 km，四周被山系环抱，也具有内部平坦、边缘陡峭的典型高原地形地貌特征(图2)。由于缺乏良好的地质记录(如缺乏侏罗纪以来广泛的沉积记录和显著的构造变形)，且平缓的地形地貌又无法获得理想的热年代学年龄-高程剖面[111-112]，从而难以有效约束其隆升剥蚀历史；因此对若尔盖地区自侏罗纪以来的构造演化长期认识不清，对其隆升历史及其与青藏高原主体隆升之间的关系也鲜有论述。

2007年，许志琴等[113]根据龙门山-锦屏山断裂火山质糜棱岩黑云母40Ar-39Ar法获得的变形变质年龄(112～100 Ma)，并结合川西前陆盆地沉积构造演化，认为龙门山-锦屏山自白垩纪开始以挤出岩片的样式抬升，进而推论青藏高原北缘和东缘在白垩纪开始隆升，但未涉及若尔盖高原隆升过程。2016年，许志琴等[109]在论述“造山的高原”时，基于松潘-甘孜南部丹巴地区变质岩Ar-Ar测龄结果并综合了青藏高原热年代学和深部资料，提出“青藏高原的初始高原形成于印度-亚洲碰撞之前，在青藏高原东部的松潘-甘孜地区以及中部和南部的羌塘和拉萨地区，都出现白垩纪初始高原的记录，认为与班公湖-怒江新特提斯洋盆的闭合(120～140 Ma B.P.)有关”。

近十年来，我们在中国石化及国家自然科学基金委员会的大力支持下，详细开展了青藏高原东缘的构造地质研究。2012年，我们综合已有的年代学数据(U/Pb、40Ar-39Ar、87Rb/86Sr、FT和U-Th/He)恢复了松潘-甘孜地区花岗岩的侵位和冷却过程，发现其自晚三叠世以来经历了长期缓慢的冷却之后，于100 Ma B.P.出现了又一次快速的岩浆侵位和冷却事件[114]。同年，我们在论述青藏高原东缘剥露历史及其构造驱动机制时，明确提出松潘-甘孜地区在新生代之前就已经发生了实质性的地壳加厚[115]。2013年，我们通过若尔盖高原红参1井的详细构造恢复，正式提出“青藏高原东北部松潘-甘孜地区在晚三叠世末期就发生了地壳的加厚和缩短，导致初始高原的形成”[116]。在2013年6月成都“第一届中·美地质学会联合会议”上，我们对红参1井低温热年代学的初步研究成果进行了报道，首次以详细的多重热年代学数据揭示了若尔盖高原白垩纪时期(80～120 Ma B.P.)曾存在重要的冷却(剥蚀)事件[117]。在2017年10月北京“中国地球科学联合学术年会”上，我们通过若尔盖高原地表构造特征、红参1井构造恢复以及热年代学研究，并结合四川盆地、西昌盆地以及若尔盖地块北缘郎木寺盆地白垩系沉积记录研究，提出若尔盖地块可能在白垩纪就隆升至一定高度并遭受剥蚀，为周边的盆地提供碎屑物质；并根据四川盆地白垩纪沉积环境，认为盆地内普遍发育的沙漠沉积指示极度干旱的气候条件，是若尔盖地区强烈构造隆升的结果。同年，在南京大学“中国地质学会大陆地壳与地幔研究分会年会”上，我们进一步阐述了青藏高原东部存在晚三叠世末期至白垩纪若尔盖古高原，并推测青藏高原的隆升首先发生于其东部若尔盖地区，从晚三叠世末期以来的若尔盖地区高海拔山地，到白垩纪时期(120～80 Ma B.P.)的羌塘-若尔盖古高原，再到现今的青藏高原。2018年1月，我们在北京“第13届青藏高原地球科学学术年会”上综合构造解析、低温年代学和沉积学等研究，较系统地提出了若尔盖地区在晚三叠世末期-白垩纪可能逐渐形成古高原，分别于约120 Ma B.P.和约80 Ma B.P.经历了2次重要的冷却事件。

我们提出的若尔盖古高原(图3)是指青藏高原东部松潘-甘孜地区(以若尔盖地块为代表)早在新生代印-亚大陆碰撞之前、最晚在白垩纪末期(约70 Ma B.P.)就已形成的古高原，其范围可能包括青藏高原东部已发生强烈褶皱变形的三叠纪复理石所覆盖的绝大部分区域，并可能向西与羌塘古高原相连(图1)。它的形成是基于晚三叠世中国大陆主体拼合过程中的构造缩短和地壳加厚，随着白垩纪中期拉萨-羌塘碰撞而发生强烈隆升且基本定型，并在新生代印-亚大陆碰撞和持续汇聚过程中得到进一步发展而被整合成为青藏高原的一部分。因此，从这个意义上讲，青藏高原并不是从南向北、向东逐渐生长而形成的，相反，是由东向西、从内向外逐渐扩展而成。

2 若尔盖古高原的论证

2.1 基底构造属性

山脉和地块隆升具有截然不同的构造含义：山脉的快速隆升和剥蚀司空见惯，也容易理解；而地块的快速剥蚀则意味着一定区域的地表发生大范围整体抬升。故若尔盖高原的基底具有相对刚性的地块属性对于理解若尔盖古高原的形成就显得尤为重要，我们称其为若尔盖地块。

图3 青藏高原东缘中生代构造模式及若尔盖古高原形成机制示意图Fig.3 Mesozoic tectonic model of the eastern Tibetan Plateau and the formation of the Zoige Paleo-plateau地形高度为假想高度，剖面位置见图2

若尔盖地块最初由四川省地质局于1960年提出，认为是一个小型的中间地块并命名为“松潘地块”，系指阿坝县以东、龙日坝以北、郎木寺以南的以若尔盖为中心的区域[118](图2)。中国地质科学院认同其观点，并进一步阐述地块依据，但更名为“阿坝地块”[119]。任纪舜等[120]认为阿坝-松潘一带存在一个中间地块，称其为“松潘地块”或“阿坝地块”，并推测这个地块的基底为一个古老的结晶基底。20世纪80年代初期，四川省地质局进一步确认该“地块”的存在，但认为“若尔盖中间地块”的称谓更确切，并指出它是摩天岭地块向西延伸，在志留-泥盆纪期间，从扬子地台基底裂解漂移出去[121]。若尔盖、红原、阿坝和龙日坝等1∶20万区调报告确认该地区存在稳定“地块”，是在印支褶皱带基础上发育的新生代断陷盆地；但前印支期构造属性因缺乏研究不可知[121]。

本文所称的若尔盖地块系指东昆仑断裂以南、阿坝断裂以北和龙日坝断裂以西所围限的三角形平缓地区，也称若尔盖盆地(图2)。从现今地貌特征来看，若尔盖盆地内部地形极为平缓，周边被山脉环绕(图2)，也十分符合基底构造属性为地块的典型地貌特征。若尔盖地块大部分被第四系覆盖，主要出露巨厚三叠系复理石，周缘发育一些古生界浅变质岩系，中生代岩浆活动零星分布。目前，对若尔盖地块深部结构的认知主要是通过地球物理和岩浆岩地球化学资料获得。

2.1.1 重磁特征

若尔盖地块位于青藏高原东缘的重力异常梯度带，其布格重力异常值为-500～-300 mGal(1 Gal=1 cm/s2)，由南向北、由西向东逐渐递增[122-123]。若尔盖地区重力异常相对变化平缓，其北部和东部被剧烈变化的重力异常带所围限。若尔盖地块重力水平梯度值较小，反映其重力异常变化很小[122]，物质相对均匀，即若尔盖地块相对稳定、完整。

航磁资料显示整个松潘-甘孜褶皱带具有低缓磁异常(图4)，主要为-50～15 nT，呈不规则多边形，其周缘被强度及形态迥异的正磁异常所包围，可能在整个松潘-甘孜褶皱带均存在弱磁性的元古代变质基底[124]。而若尔盖地区更是具有近似均值(-60～-40 nT)、 极其平缓的磁异常，表明若尔盖地区是一个相对稳定的块体(图4)。

2.1.2 电性结构

大地电磁揭示了若尔盖地块除了较薄的地表低阻层外，主要表现为厚度从10～40 km变化明显的高阻体, 中下地壳存在一个较厚、电阻率<10 Ω·m的壳内低阻层[125]。龙日坝断裂构成若尔盖地块和松潘构造带的边界断层，该断裂可能向下延伸至中下地壳，且两侧的电性结构存在一定差异。总体而言，若尔盖地块电阻率比松潘构造带略高，可能指示若尔盖地块相对完整。

图4 青藏高原东缘化极向上延拓5 km航磁异常图Fig.4 Reduced-to-pole aeromagnetic anomalies in the eastern Tibetan Plateau after extending upward by 5 km(航磁底图据文献[124])断裂代号: HYF.海原断裂带; QHF.青海南山断裂带; TBF.天水-宝鸡断裂带; EKLF.东昆仑断裂带; MLF.勉略断裂带; MJF.岷江断裂; LRF.龙日坝断裂; ABF.阿坝断裂; LMSF.龙门山断裂带; XSHF.鲜水河断裂; GLF.甘孜-理塘断裂带; JSJF.金沙江断裂带

2.1.3 深部地震反射特征

若尔盖地块及南北两侧断裂带基底以下速度剖面结构显示了地块中央为稳定的速度梯度带，两侧介质低速下陷，形成上部地壳顶部“W”形的速度构造[126]，反映若尔盖地块被两侧区域断裂切穿基底，成为相对稳定地块。在上地壳与中下地壳之间存在一个上冲拆离断层(双程时间约6～7 s)，导致上地壳与中下地壳构造变形解耦。该界面之上发育紧闭褶皱，其下发育宽缓褶皱或轻微隆起，下地壳发育多组近水平的强反射层，反映中下地壳变形较弱，保持刚性地块特征[127]。若尔盖地块北侧中下地壳存在北倾的强反射层，形成叠瓦构造和双重构造，暗示若尔盖地块已俯冲至西秦岭之下。若尔盖地块东南侧地壳内部则存在南-南东倾斜的叠瓦状强反射层，与其北侧形成近似对称的反射结构，可能是若尔盖地块在南东-北西向挤压作用下由北西向南东俯冲下插的结果，因而形成向南东倾斜的叠瓦状逆冲构造，并被东南侧的龙日坝断裂所截切[128]。因此，若尔盖地块虽持续受到印-亚板块汇聚影响，但中下地壳仅发生轻微变形，整体上相对完整并向北和向南东俯冲下插，具刚性地块特征。

若尔盖地块结晶基底地震波速度界面上下速度分别为5.2 km/s和5.4～5.8 km/s[126]，中下地壳速度为6.4～6.9 km/s[129-132]。若尔盖地块地壳地震波速度指示了具有大陆地壳基底特征[133]，与西秦岭造山带中下地壳地震波速度和反射特征具有较高的相似性，均具有属于扬子地块的构造属性[122]。深地震反射剖面揭示区域莫霍面深度在16～17 s(双程时间)之间，若尔盖莫霍面较为完整、均匀，该地块及其南北两侧造山带地壳厚度在48～51 km，两侧略微增厚，不存在“山根”[124,126]。

2.1.4 基底时代

若尔盖地块及邻区花岗岩类模式年龄揭示了基底年龄为0.76～2.0 Ga，属于元古代，其地化特征与西部相邻的羌塘地块基底具有较大差异性，与扬子基底在同位素特征和基底年龄方面均相似，显示亲扬子地块[124,134-138]。

综上所述，若尔盖地块的基底组成亲扬子地块，上地壳与中下地壳构造解耦，可能发育多层次滑脱，中下地壳保持较强的刚性特征，其北部和东部边界存在明显的地球物理异常，而内部异常相对较小，属于相对稳定和完整的地块(图5)。GPS和地震分布进一步揭示了若尔盖地块可能是一个稳定的、具有均匀位移的地块[48,98,139-140]，且与周围构造带存在明显差异(表1)。

2.2 构造变形与地壳加厚

2.2.1 三叠系复理石层系区域变形

图5 青藏高原东缘岩石圈结构简图Fig.5 Simplified lithospheric structural profile across the eastern margin of Tibetan Plateau(据朱介寿等[141]、嘉世旭等[126]、Zhang等[142]、Guo等[128]、Li等[143]、Gao等[127]、Wang等[144])剖面位置见图2

构造单元阿尼玛卿缝合带若尔盖地块阿坝-黑水弧形构造带龙门山冲断带四川盆地沉积盖层古生界第四系、三叠系三叠系古生界侏罗系、白垩系表层地震波速度5.0 km/s1.8 km/s,3.2～4.2 km/s4.0～4.2 km/s5.0～5.2 km/s4.2～4.4 km/s盖层变形断裂、褶皱第四系未或弱变形,三叠系褶皱断裂、褶皱断裂、褶皱弱变形基底埋深1～2 km2～4 km1～2 km除基底杂岩出露,大多埋深超过5 km3.6～11 km基底变形断裂、破碎弱变形、稳定断裂、褶皱断裂、褶皱弱变形基底属性秦岭亲扬子亲扬子亲扬子扬子岩浆活动较多(海西-印支期)较少较多(印支期)少量侵入岩脉(印支期)无重力异常负重力异常梯级带,水平梯度大重力高(负),内部变化平缓,水平梯度小局部重力高(负),东西方向具有一定水平梯度重力异常带急剧变化,水平梯度大重力高(小负值)航磁异常正异常弱正异常,呈倒三角带负异常零散带状正异常呈北东向正负异常交替电性结构中上地壳高阻、下地壳内低阻层、壳幔高阻中上地壳高阻、下地壳内低阻、壳幔低阻带中上地壳高阻、下地壳内低阻、壳幔低阻带上地壳高阻、中下地壳低阻、壳幔高阻中上地壳低阻、下地壳高阻、壳幔高阻地壳厚度50 km51 km50 km42～45 km41～43 km岩石圈厚度125～135 km120～130 km120～130 km169 km160～185 km地震活动极强烈弱-中等较强烈强烈弱

图6 青藏高原东部地质构造简图Fig.6 Simplified geological and structural map of the eastern Tibetan Plateau前寒武纪基底杂岩代号: KD.康滇; BX.宝兴; PG.彭灌; XLB.雪隆包; JZD.轿子顶; MCS.米仓山; HN.汉南。缝合带代号: SDS.商丹; AMS.阿尼玛卿; MLS.勉略; GLS.甘孜-理塘; JSJS.金沙江; BNS.班公湖-怒江。断裂带代号: NQLF.北秦岭; LPSF.六盘山; TBF.天水-宝鸡; WQLF.西秦岭; HMF.合作-岷县; DZF.迭山-舟曲; EKLF.东昆仑; MJF.岷江; LRF.龙日坝; QCF.青川; WMF.汶川-茂县; YBF.映秀-北川; GAF.灌县-安县; XSHF.鲜水河; ANHF.安宁河; DLSF.大凉山; ZMHF.则木河; XJF.小江。构造单元代号: LMSTB.龙门山冲断带; KQQ.昆仑-祁连-秦岭复合造山带; HX-SG.可可西里-松潘-甘孜地体; YD.义敦岛弧; NQT.北羌塘地体; SQT.南羌塘地体; LS.拉萨地体; HM.喜马拉雅地体

结合区域地质和前人研究结果，我们能够明确限定若尔盖地区三叠系复理石层系发生构造变形的主体时间为晚三叠世-早侏罗世，主要证据有：①区域上强烈的晚三叠世构造变形与变质作用[135,146-147]；②基于地质年代学所揭示的龙门山地区早中生代强烈的上地壳变形[148-149]；③区域上大量出露的晚三叠世-早侏罗世花岗岩类岩石[134-138,150]明显切割变形的三叠系复理石层系(图6)；④若尔盖地块北缘郎木寺盆地可见强变形的三叠系复理石层系被上覆弱变形的下侏罗统甲秀组煤系地层和白垩系红层不整合覆盖(图8)，表明侏罗纪以来未再经历强烈的褶皱变形。

2.2.2 红参1井构造恢复

红参1井钻井取心段发育的原生沉积结构(图9)，如水平层理和斜层理等，为重建钻井垂向构造剖面提供了重要标志。红参1井0～600 m深度侏倭组以低角度展布为主，倾角普遍为5°～10°(图9-A、B)；大约3 km深度，杂谷脑组倾角高陡，普遍达到50°～90°，大量原生沉积结构常见(图9-D)；与之相反的是在井深>3 km，杂谷脑组倾角变缓，减小至15°～30°(图9-F)。伴随井深增大至4.7～5.8 km，扎尕山组倾角逐渐增大，普遍达到30°～40°；随后地层倾角普遍较小，约15°～30°。尤其重要的是，在钻井取心段发现大量指示地层倒转的证据，如粒序层理和火焰构造等，它们主要发生于深度为0.47～0.59 km、1.155～1.32 km、1.5～1.95 km、2.99～3.32 km、4.37～4.78 km 和 5.845～6 km等处(图9，图10)，揭示了由褶皱作用所造成的地层重复。此外，红参1井全井段倾角测井资料揭示钻遇地层在约0.9 km、1.4 km和2.5 km深度处倾角发生显著变化(图10)。井深0.965～1.05 km处侏倭组总体为北倾向，区别于井深1.05～1.255 km处南倾向展布特征；深度约1.4 km处地层倾向从浅部南倾转变为深部北倾向展布特征。杂谷脑组在深度约2.5 km处同样发生了由浅至深的地层倾角由南向北的转变，尤其是在井深约2.8 km处倾角由约70°的高陡北倾逐渐转变为中低角度展布特征。上述不同层系间地层倾角的重大变化，揭示若尔盖地区垂向上可能存在多个断层(滑脱层)，以协调不同深度地层倾角突变与差异构造变形。

图8 若尔盖北缘郎木寺盆地平缓倾斜的侏罗系甲秀组(A)和白垩系热当坝组(B)Fig.8 The gentle-dipping Jurassic Jiaxiu Formation (A) and Cretaceous Redangba Formation (B) in the Langmusi Basin, northern Zoige block

在地表大比例尺填图的基础上，我们利用钻井岩心和倾角测井资料等，把上述地层倾角杂乱/突变、岩心破裂或断裂/脉体等特征发育层段定义为区域滑脱面和/或断层强变形带，恢复了红参1井钻井构造剖面，揭示出若尔盖地区三叠系复理石层系垂向构造变形特征以及构造重复和加厚(图10)。地层缩短和构造加厚取决于：①地层倾角高陡导致表观/垂向钻遇地层厚度显著增大；②断层冲断与倒转/同斜褶皱样式等相关的地层重复。红参1井完钻深度为 7 012.4 m，结合前述地层倾角特征，我们计算出地层复平后厚度为5.1 km，如：1.210～1.412 km深度钻井表观厚度为202 m，倾角测井解释地层倾角为70°，当复平地层后其真实厚度仅为69 m，地层增厚率达表观厚度的65.8%。总体上，红参1井钻井由于地层倾角变化因素导致的地层增厚量为1 912.4 m，约为总井深的27.3%。此外，为矫正构造重复因素，如：0.5～1 km深度侏倭组和4.1～5 km深度扎尕山组等构造增厚，我们大致计算红参1井垂向上背斜/向斜单翼地层厚度来进行矫正，得到构造相关地层增厚量为1.27 km，增厚率为18.2%；4.4～5 km深度扎尕山组斜歪相似褶皱的单翼厚度仅为160 m，导致其地层构造增厚率达到28.3%；其中地层最大构造增厚率为1.4～3 km深度杂谷脑组斜歪褶皱单翼地层真实厚度约391 m，增厚率达75%。由此，红参1井钻遇的三叠系复理石层系由于地层倾角变化和构造重复造成的地层加厚量共计3 182.4 m，增厚率为46%。

2.2.3 构造缩短与地壳增厚

若尔盖地区面积约200 km×150 km，假设区域复理石层系视厚度约为“10 km”[151]，考虑构造变形过程中三维体积守恒特征，需要总体上约50%构造缩短变形才能够形成若尔盖地区复理石层系约46%的地层增厚。深部地球物理资料也进一步揭示出松潘-甘孜地体向北俯冲于东昆仑-西秦岭造山带之下，发生了显著的区域性的地壳缩短与增厚[152]。尤其是最近通过青藏高原东北缘深部地球物理资料和构造资料综合解释[153]，揭示出若尔盖地区受控于周缘造山带强烈碰撞挤压发生地壳尺度的简单剪切双重构造，从而导致地壳强烈增厚，而中深部地壳的低角度剪切能够有效地协调岩石圈垂向应力-应变差异性，如浅部地壳强变形与深部结构完整性等。

2.2.4 岩浆作用与地壳增厚

本文试用齐波夫定律对甘肃省金昌市白家嘴子铜镍矿床找矿潜力进行初步预测，探讨齐波夫定律对白家嘴子矿区资源预测中应用的可能性，同时其预测结果将为白家嘴子矿区提供有用的找矿信息。

若尔盖及其周缘地区三叠系巨厚复理石层系常常被大量印支期花岗岩侵入(图6)，成因类型包括埃达克质花岗岩[137,154-157]、A型花岗岩[150]、I型花岗岩[156,158]等，它们通常被认为是同造山或后造山地壳部分熔融的产物。尤其是基于地球化学特征揭示出存在大量埃达克质花岗岩，其锆石U-Pb年龄主要为230～215 Ma(图6)，被解释为由下地壳增厚和岩石圈拆沉作用所致[137,150,155-156,159]，因此被作为地壳厚度已经大于50 km的典型标志之一。这与我们利用青藏高原中东部晚三叠世中性岩浆岩的地球化学资料所进行的地壳厚度估算结果(图11)基本一致，共同表明晚三叠世(约220 Ma B.P.)发生了显著的地壳加厚。

图9 红参1井钻井取心段典型沉积构造特征图Fig.9 Typical sedimentary structures in the Well HC1(A)正常粒序层理(n.g.b.s.)示地层产状正常，第1次取心，井深359 m; (B)韵律化斜层理示正常地层序列，第10次取心，井深1 319 m; (C)生物扰动和火焰构造等示地层倒转，第13次取心，井深1 948 m; (D)鲍玛序列C-D段示地层倒转，第17次取心，井深2 988 m; (E)火焰构造示正常地层序列，第18次取心，井深3 320 m; (F)正常粒序层理(n.g.b.s.)和滑塌构造(正断层)示地层产状正常， 第21次取心， 井深3 838 m; (G)近垂直方解石和石英肠状脉体，第22次取心，井深4 062 m; (H)火焰构造示地层倒转，第24次取心，井深4 777 m

图10 红参1井钻井恢复构造图Fig.10 Structural restoration for the drilling hole of Well HC1(A,B,C)倾角测井数据揭示不同井深地层倾角变化;(D)若尔盖地区三叠系岩性地层特征。图中数字1～30表示钻井取心次数与位置，绿色线段表示地层倾角

图11 青藏高原东部晚三叠世地壳厚度估算Fig.11 Estimation of late Triassic crustal thickness of the eastern Tibetan Plateau (底图据Chapman等[160]; 松潘-甘孜据Cai等[161]、Xia等[162]; 可可西里据Wang等[163]; 义敦据Wang等[164]; 南秦岭地壳厚度据Hu等[165])

综合构造变形和岩浆活动，我们有充足的理由认为松潘-甘孜地区在晚三叠世就已经发生了实质性的地壳加厚。理论上，地壳加厚势必导致地表隆升，不管隆升的幅度有多大(因其同时还取决于岩石圈地幔是否等比例加厚以及诸多岩石圈深部过程)。因此，我们也可以合理推测若尔盖地区自晚三叠世末就已具有明显的山地地形。

2.3 冷却事件和剥蚀幅度

基于同一计时手段、不同高程样品的年龄-高程关系法和基于同一样品、不同封闭温度计时手段的矿物对法，为揭示地球表面隆升和侵蚀速率提供了有效途径，而基于不同高程(钻井深度)剖面样品、不同封闭温度计时手段的多重低温热年代学方法则是准确限定剥蚀幅度和剥蚀速率的最可靠方法[111-112]。本文利用红参1井深度跨越7km的三叠系复理石样品开展了多重低温热年代学测试[锆石(U-Th)/He、磷灰石裂变径迹和磷灰石(U-Th)/He]，首次精细构建了红参1井的冷却史剖面(图12)，可用来准确恢复若尔盖地块的冷却事件和剥蚀幅度。

图12 红参1井低温热年代学年龄-深度关系、冷却事件和剥蚀幅度Fig.12 Relationship among thermochronological age, depth, cooling event and exhumation in the Well HC1(低温热年代学年龄据作者未刊数据)

从红参1井井口至井底，样品的锆石(U-Th)/He、磷灰石裂变径迹和磷灰石(U-Th)/He年龄变化范围分别为：126～8 Ma、87～0 Ma和78～4 Ma，均明显小于其地层年龄，表明所有样品均经历了重置。从年龄随深度的变化趋势来看，锆石(U-Th)/He年龄揭示分别约在120 Ma B.P.和80 Ma B.P.经历了2次快速冷却。磷灰石裂变径迹年龄反映在约80 Ma B.P.经历了一次快速冷却，这与锆石(U-Th)/He年龄反映的第二次冷却事件是一致的。磷灰石(U-Th)/He年龄揭示整个新生代期间无明显的快速冷却，除了在30～20 Ma B.P.间的一次非常弱的相对较快冷却。上述3种方法获得的年龄-深度关系共同表明红参1井分别在早白垩世(约120 Ma B.P.)和晚白垩世(约80 Ma B.P.)经历了2次快速的冷却事件，而在整个新生代期间处于极其缓慢的冷却状态。

假设红参1井所在位置自印支期变形以来未再经历明显的构造缩短和重复，也就是井柱只经历了简单的抬升-剥蚀-冷却过程，那么可以通过上述年龄-深度关系估算其剥蚀幅度。从锆石(U-Th)/He数据来看，最浅部约200 m深的样品已经历了完全重置，说明其经历的最高古地温超过180℃[锆石(U-Th)/He的封闭温度取180℃[111]]，即冷却幅度超过180℃。剥蚀厚度的估算严格依赖于古地温梯度，而后者是一个未知数。红参1井地温测量获得的现今地温梯度为33.22℃/km[166]，但测量井段仅局限于顶部600 m的层段内。根据本文获得的磷灰石裂变径迹年龄，在井深5 km附近样品处于完全退火状态(图12)，按照部分退火带底部温度120℃估算现今地温梯度不超过25℃/km。若按照现今地温梯度上限25℃/km估算红参1井的累计剥蚀厚度可达7 km左右。但是考虑到松潘-甘孜褶皱带在白垩纪所处的地质背景(如拉萨地体的俯冲、义敦地区的花岗岩侵入、西秦岭地区的玄武岩喷发等)，当时的地壳可能处于比现今稍热的状态。为此，本文按照30℃/km的地温梯度进行估算，红参1井区最大累计剥蚀厚度约6 km。其中，早白垩世冷却事件的剥蚀厚度约3 km(90℃冷却)，晚白垩世冷却事件的剥蚀厚度约2 km(60℃冷却)，而整个新生代累计剥蚀厚度约1 km(30℃冷却)。

红参1井多重低温热年代学年龄随深度的变化趋势清楚地揭示了其在白垩纪经历了快速而强烈的剥蚀，表明当时强烈的隆升和明显的地形差异。其重要意义在于：红参1井所在的若尔盖地区具有地块的属性(见前文论述)，尽管其规模较小，但这不同于一般山地由于构造作用(如冲断)造成的快速剥蚀，而是相当大范围内的整体抬升并形成明显的高地，是一种高原化过程。这一高地在晚白垩世末(约70 Ma B.P.)以来转入缓慢冷却或近于“零”剥蚀状态，一方面表明其正式进入高原阶段(而非低海拔夷平面，因青藏高原东部主体在始新世前就已接近现今的高度，见前文)，另一方面也暗示此后高原范围逐渐扩大。若尔盖地块因逐渐远离高原边缘，免于遭受边缘带强烈剥蚀而得以保存下来。

2.4 沉积记录

基于若尔盖地区白垩纪快速剥蚀事件的发现，我们重点对若尔盖地块及周缘地区白垩系的沉积特征进行解析(图6，图13)。

a.中部地貌高点，主要包括东昆仑造山带和若尔盖地块[含北部的军功盆地(包含郎木寺盆地)、洮河盆地]。这一区域除了军功盆地沉积了阿尔布阶的陆相红层以外，其余地区都缺失白垩系；同期东昆仑、军功盆地、洮河盆地还出现了120～100 Ma B.P.的基性岩浆岩。

b.西侧的海陆交互环境，主要包括拉萨、南羌塘、北羌塘地体和义敦岛弧带。这一区域在早白垩世主要以杂色的海相沉积物为主(多尼组、郎山组和雪山组)，晚白垩世才开始转变为陆相红色的磨拉石沉积。这一转换界限刚好与拉萨和羌塘地块的陆陆碰撞时间一致[159]。但这一区域的上白垩统并未受到来自北部若尔盖地块地貌高点的物源供给，也未大量出现钙质结核、石膏、钾盐等气候干旱的特征。

c.东-东南侧的干旱陆相环境。东侧主要包括四川盆地(含东北部的宕昌盆地)，东南侧由楚雄、兰坪、思茅、呵叻-万象盆地群构成。

四川盆地沉积环境和物质组成在阿普特阶(夹关组底部)前后发生明显转变。首先，沉积环境方面，早白垩世早期(天马山组以砾岩为主，沉积环境为冲积扇-河流相)→早白垩世晚期-晚白垩世早期(夹关组以大套砂岩沉积为主并发育典型风成砂丘，窝头山组和打儿凼组为极度干旱环境下的风成砂丘和丘间沉积，总体为干旱气候下的沙漠沉积)→晚白垩世晚期(灌口组以紫红色砂泥岩和膏盐沉积为主，三合组为细粒沉积发育泥裂，高坎坝组发育丘间河流相泥砾沉积，晚白垩世总体为干旱气候背景下的河流-盐湖相沉积)。其次，物质组成方面，物质充填存在2次明显的物源转变，天马山组为第一阶段沉积，体现为较长距离搬运的变沉积岩再旋回沉积；第二阶段为夹关组和灌口组的快速沉积。第一次物源转变出现在天马山组和夹关组之间，物源主要由中高级变沉积岩转变为中低级变沉积岩和岩浆岩；第二次物源转变出现在灌口组，体现为基性-超基性物质大量输入(图14)。

图13 青藏高原东缘白垩系沉积特征与构造事件对比Fig.13 Contrast of Cretaceous sedimentary characteristics and tectonic events in the eastern Tibetan Plateau

楚雄、兰坪、思茅、呵叻-万象盆地群主要位于临沧(花岗岩基)山脉的东侧，盆地的沉积物在阿普特阶前后发生了明显的变化，由早期的杂色陆相沉积转变为红色陆相沉积，这套陆相红层主要由风成沙漠和盐湖组成，并出现了大量的钙质结核与石膏，表明其区域性的气候以干旱为主[167]。

3 若尔盖古高原的地质意义

一个多世纪以来，地质学家一直致力于对青藏高原的2个“初始”时间的深入探讨：①印度板块与拉萨地块的初始碰撞时间，②青藏高原的初始隆升时间。第一个“初始时间”因仅涉及印度板块与拉萨地块2个对象的构造运动，故前人已获得了比较一致的看法[ 7, 172]。但对第二个“初始时间”却涉及到若尔盖、羌塘、拉萨与印度多个对象的碰撞拼贴，基于这些地块的体量大小，羌塘与若尔盖、拉萨与羌塘的这2次碰撞往往被规模更大的印度-拉萨碰撞所掩盖，这也使得在探讨青藏高原的初始隆升时间这一问题的过程中面临更大的困难[2,7,9,10,14,41,88,173-174]。

基于大地构造演化，三叠纪若尔盖地块与华南、华北板块碰撞拼贴，之后又接连受到羌塘、拉萨、印度的“三连碰”[173]，故若尔盖地块应是受到碰撞挤压时间最早、次数最多的区域，因此若尔盖地块应是青藏高原内部最早隆起的区域。这不仅受到红参1井的低温热年代学数据和钻井构造剖面的共同支持[116-117]，同时也得到青藏高原内部白垩系分布特征的佐证(图13)。推测以140 Ma B.P.拉萨与羌塘地块的软碰撞作为开始，110 Ma B.P.之后进入了大陆与大陆的硬碰撞[175]。这一强烈的挤压过程不仅使得拉萨与羌塘地块产生了明显的下地壳增厚[21,176-177]，更使得北部的若尔盖地块向北挤压过程中受到华北板块的刚性抵挡，其受力最强的北部边界则产生了东西向伸展运动，形成一系列东西向走滑盆地，并在东昆仑地块、军功盆地、洮河盆地产生大量南北向展布的早白垩世基性岩(墙)(图13)，强烈的构造挤压作用使得若尔盖地块在120～80 Ma B.P.期间隆升剥蚀近5 km,成为一个真正意义上的古高原。从现今东西向展布的特提斯域来看，从东往西共有3个不同时期形成的古高原：若尔盖古高原(约80 Ma B.P.)、原青藏高原(约40 Ma B.P.)和伊朗高原(9～5 Ma B.P.)。基于时空序列来看，这一由东向西的高原生长历程刚好与特提斯域的关闭过程一致[7,178]。

图14 四川盆地白垩系物源转变及沉积期次对比Fig.14 Comparison of Cretaceous provenance change and depositional transition in the Sichuan Basin1～6.电气石Al-Fe(tot)50-Mg50三端元分类[168]: 1.富Li花岗岩、花岗伟晶岩和细晶岩; 2.贫Li花岗岩、花岗伟晶岩和细晶岩; 3.富Fe石英-电气石岩(热液蚀变花岗岩); 4.含铝饱和矿物变质泥岩; 5.不含铝饱和矿物变质泥岩; 6.富Fe3+石英-电气石，钙硅酸盐和变质泥岩。7,8.电气石Ca-Fe(tot)-Mg三端元分类: 7.富钙变沉积岩; 8.贫钙变沉积岩。M-F.金红石Metamafic-Metapeltic分类[169]：M.变铁镁质岩(基性-超基性岩)来源金红石; F.变泥质岩(长英质)来源金红石。A,B1,B2,C1.石榴石Ca-Mg-(Fe+Mn)三端元分类[170-171]: A.麻粒岩相高级变沉积岩或紫苏花岗岩和深部中性长英质火山岩; B1.中-酸性岩浆岩; B2.角闪岩相变沉积岩; C1.高级变铁镁质岩

拉萨与羌塘地块的陆陆碰撞作用范围不仅作用于若尔盖古高原地区，还影响到了南部临沧地区，使得临沧花岗岩基在早白垩世隆升近2 km[58]。从地理位置上来看，南部的临沧(花岗岩基)山脉与北部的若儿盖古高原刚好连成了一个南北向展布的地貌高线。这一南北方向的高原-山脉也使得东西两侧白垩纪的沉积面貌明显不同：西侧主要沉积了陆相红层；东侧的白垩系主体以陆相红层为主，但却在120 Ma B.P.以后出现了明显的风成沙漠和钾盐2种特殊的气候干旱沉积(图13)。从两侧明显的差异也可以看出，若尔盖高原-临沧山脉的西侧虽然形成的气候较为干旱，但明显受到来自西侧特提斯洋吹来的温暖-潮湿的夏季风影响；但夏季风却无法影响到东侧地区，为此东侧主要受到来自北部西伯利亚地区寒冷-干燥的冬季风影响，在四川-楚雄-兰坪-思茅-万象-呵叻盆地群形成了大规模的风成沙漠，干旱气候下冬季风的作用还带走盆地群中咸化湖泊的大量水分并富集钾盐[179-180]。

因此，若尔盖古高原的发现和提出不仅有助于深化人们对于青藏高原隆升和生长过程的理解(如青藏高原可能不是随着印-亚大陆的碰撞从雅鲁藏布江缝合带逐渐向北和向东生长形成的)，也将引发人们对青藏高原形成机制的重新思考(如目前的绝大多数构造模式并未考虑印-亚碰撞前的地形建造)，以及对其气候-环境-资源效应的关注(如羌塘-若尔盖古高原的形成是否强化了青藏高原东缘白垩纪气候的干旱化而出现大量的白垩纪至新生代早期的沙漠沉积和盐湖沉积)。

4 结论和需进一步研究的问题

基于红参1井钻井剖面构造恢复和多重低温热年代学测试，结合区域地质、地球物理、地球化学、沉积学、年代学等资料，我们提出并论证了青藏高原东缘中生代若尔盖古高原的形成，取得的初步结论包括：

a.若尔盖地块是一个具有亲扬子地块基底组成、相对稳定、具有一定刚性的地块。

b.红参1井钻遇7 000余米的三叠系复理石层系其46%的厚度是由构造重复所致，表明松潘-甘孜地区在晚三叠世就发生了实质性的地壳加厚，形成了接近现今的地壳厚度并导致埃达克质花岗岩的广泛发育。

c.红参1井所在的若尔盖地块分别在白垩纪中期约120 Ma B.P.和约80 Ma B.P.经历了2次快速的冷却事件，累计剥蚀厚度达5 km，之后转入极其缓慢的冷却过程，整个新生代都处于近乎“零”剥蚀的状态而被动地抬升到现今高度。

d.青藏高原东部以若尔盖地块为代表的松潘-甘孜地区早在新生代印-亚大陆碰撞之前、最晚在白垩纪末期(约70 Ma B.P.)就已形成高原——若尔盖古高原。它的形成是基于晚三叠世中国大陆主体拼合过程中的构造缩短和地壳加厚，随着白垩纪中期拉萨-羌塘碰撞而发生强烈隆升且基本定型，并在新生代期间印-亚大陆碰撞和持续汇聚过程中得到进一步发展而被整合成为青藏高原的一部分。

e.若尔盖古高原加剧了青藏高原东缘白垩纪气候干旱化，出现了大量沙漠沉积和膏盐沉积，并造成四川盆地西缘在白垩纪中期出现了重要的物源转变。

我们通过红参1井多重低温热年代学测试首次揭示了青藏高原东缘若尔盖地块在白垩纪中期(120～80 Ma B.P.)经历了厚达5 km的快速剥蚀，进而提出青藏高原东部在新生代之前就已形成若尔盖古高原的观点。这是一个初步的认识，还有待更多的资料来验证，许多关键科学问题尚需进一步的深入研究，包括：①若尔盖古高原形成的确切时限、范围和古高度；②若尔盖古高原形成的构造动力学机制；③若尔盖古高原与羌塘古高原的关系；④若尔盖古高原巨量剥蚀物质的沉积去向；⑤若尔盖古高原的气候-环境-资源效应；⑥若尔盖古高原的保存/破坏机制等。

研究过程中得到中国石化勘探分公司的大力支持，中国地质大学(北京)王成善院士给予了热情指导，野外工作得到四川省地矿局川西北地质队杨恒书教授级高工的指导和帮助，在此一并致以诚挚感谢。