高等大地构造学期末考试重点

1、精选优质文档-倾情为你奉上岩石圈研究新进展岩石圈内部，尤其是上部存在一系列近水平的大型拆离构造² 大陆岩石圈的地壳层中和上地幔内部均发现有明显的低速层存在，结构复杂² 超深钻钻探表明，地壳内部可能不存在康拉德面（硅铝/硅镁）科拉半岛设计15km，钻至11.5km结束，仍为TTG而不是“玄武岩层”软流圈l 顶面深度：60250 kml 顶底都不是平直的面，而是过渡带l 岩石处于熔融状态或塑性状态（低于固相线）活跃l 洋壳下的软流圈比陆壳下的厚，底在410或660 km左右l 密度比周围地幔小（2.853.45g/cm3），是岩石圈构造活动源泉。海底扩张说² 大洋中脊

2、顶部是地幔物质上涌的出口，上涌的地幔物质冷却形成新的洋壳，并推动先形成的洋底向两侧对称地扩张。随着地幔物质源源不断地上涌形成新的洋壳，先形成的洋壳不停地向两侧扩张推移，洋底扩张的速度是每年几个厘米；² 在不同的海区海底扩张有两种情况：一种是，扩张的洋底把大陆向两侧推开，大陆与洋底联结在一起向同一方向移动；这样，新洋底持续生成，两侧大陆逐渐远离。大西洋以每年数厘米的速度扩张，约100200Ma就可以达到目前的样子。洋中脊是新洋底形成的场所，也是大陆漂移的发源地。另一种情况是，当洋底扩张、移动到大陆边缘的海沟处时，向下俯冲潜没，重新返回到地幔中去。洋底不是推动大陆向两侧漂移，相反，大陆逆

3、冲到洋底俯冲带上。太平洋洋底就是这样，处于扩张和潜没的过程中，好像一条传送带，约200Ma更新一次。板块构造要义l 固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层：上部刚性的岩石圈（包括地壳和地幔最上部的橄榄岩层），和下部的塑性软流圈。l 岩石圈在侧向上又可由不同的板块边界划分为若干大小不等的刚性板块。彼此间在软流圈之上作大规模水平运动。l 相邻岩石圈间水平运动有三种类型： 在洋中脊裂谷带，两板块作背向运动（离散），产生新洋壳和海底扩张; 在海沟-岛弧带位置上，两板块相向运动（汇聚），伴随洋壳消亡或大陆碰撞; 在转换断层处，相邻板块间发生走向滑动，洋壳既无新生，也无消减。l 在全球

4、范围内，板块沿分离边界的扩张增生与沿汇聚边界的收敛消亡相互补偿抵消，从而使地球半径和体积保持不变。l 岩石圈板块运动的驱动力来自地球内部，最可能是地幔中的物质和热对流 离散型板块边界相当于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张 。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌，冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界。离散型板块边界的典型：北大西洋洋脊。 大洋中脊被东西向转换断层错开。敛合型板块边界 由于洋壳俯冲消减产生的板块边界，由于板块相向运动，故应力以挤压为主导，伴有地壳变形和大量岩浆活动，可形成造山带。 俯冲边界 碰撞边界

5、 相当于海沟，西太平洋型，智利型，汤加型西太平洋型：弧后盆地-岛弧-海沟型，大洋向大陆的边缘俯冲，如西太平洋向欧亚大陆俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地-岛弧-海沟，如日本海-日本岛-日本海沟。其岛弧以陆壳为基底。 汤加型： 大洋岛弧-海沟，岛弧以洋壳为基底，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳海沟-汤加弧体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。智利型：陆缘弧-海沟，大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下，火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧基底为大陆壳，如东太平洋智利。 碰撞边界 当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已全部俯冲消亡，两陆块直接碰撞，故称为碰撞带。两个陆块缝合的

6、部位称缝合带。 陆-陆碰撞 大陆-大陆碰撞，典型的如印度次大陆和欧亚大陆沿雅鲁藏布缝合带碰撞，陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区域变质和岩浆侵入活动。弧-陆碰撞 岛弧-大陆碰撞，如我国台湾岛弧和亚洲大陆的碰撞。规模稍小，力度弱。转换型板块边界即转换断层，其两侧板块作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消亡。大型大陆转换断层的实例是加里福尼亚的圣安德烈斯断层。小结 板块边界和大陆边缘的类型板块边界分为三种类型： 离散型板块边界（大洋中脊） 敛合型板块边界 （1）俯冲边界 A 西太平洋型（弧后盆地-岛弧-海沟）；B 智利型（陆缘弧-海沟

7、）；C 汤加型（大洋岛弧-海沟） （2）碰撞边界 A大陆-大陆碰撞（喜马拉雅型）;B岛弧-大陆碰撞（台湾型） 转换边界（转换断层）大陆边缘指一个大陆的边部： （1）被动大陆边缘（大西洋型） （2）活动大陆边缘（太平洋型）A 西太平洋型（海沟-岛弧-弧后盆地【-大陆弧】型）；B 安底斯型（海沟-大陆弧型）l 板块的运动可以看作是刚体的运动，且地球表面积在运动中保持不变，可以用数学的语言来描绘板块的运动。l 当一个刚体沿着半径恒定不变的球体表面滑动时，它应严格遵循球面几何中的欧拉定律。洋脊俯冲和板片窗作用总结构造作用：构造风格复杂，初期推覆、伸展和剪切共存，后期伸展构造发育但地壳厚度可能正常；构造

8、楔入作用发育。岩浆作用：近海沟异常的火成作用（常发育在增生楔内）；正常的岩浆弧作用出现终止现象；岩浆岩岩性复杂，板片窗内常有N N- - MORB 、碱性岩等，板缘为爱达克岩等，周边会出现钙碱性岩石等，总体上以高镁、交代强烈为特征；岩浆带常与海沟近乎垂直。变质作用：低压高温作用发育；成矿作用：金矿和其他多金属矿发育。地球物理：高热流、低密度；深处可能为地震空白区。其他现象：弧前可能会出现与岩浆弧年龄相近的蛇绿岩增生俯冲带形态会发生变形。地球深部核幔边界附近的高温低粘度层（D”层）或者在地幔中的上下地幔界面的密度 层）或者在地幔中的上下地幔界面的密度界面（ 界面（D层 层 ），产生柱状上升的热物

9、质体，在经过地幔达到冷的岩石圈时，顶部常呈喇叭形张开，形成一个具有球状顶冠和狭窄尾柱的热物质体构造 柱的热物质体构造热幔柱构造。 热幔柱构造。理论分析表明：要产生直径为 理论分析表明：要产生直径为1000km的幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩 幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩,热幔柱只有启动于下地幔底部才能完成；幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔（即下地幔）平俯冲主要认识：1. 10% 的汇聚边缘发生平俯冲；2. 年轻的洋壳或洋底高地可能诱发平俯冲并形成埃达克岩；上盘拆沉也可能导致洋壳反弹和平俯冲，拆沉物质熔融也可产生埃达克岩；3. 陡俯冲仅能在软流圈楔上方产生窄的钙碱性弧，一般

10、离海沟 300 km ；4. 一旦平俯冲开始，俯冲洋壳就会水平向前移动数百公里，使得该洋壳暴露在能够发生熔融的很宽的温压窗中，因而产生宽的埃达克质弧。俯冲侵蚀和增生侵蚀主要发生在汇聚速率>6 cm/yr 、沉积盖层厚度< 1 km 的地区；而增生主要发生在汇聚速率< 7.6 cm/yr 、沉积盖层厚度> 1 km 的地区。 侵蚀可能主要跟平俯冲相关，增生主要跟较高角度俯冲有关。大量的大陆地壳在侵蚀边缘被俯冲了。如果大陆地壳保持恒定，那么岩浆弧的岩浆生产率必定超过了 90 km 3 /Myr 。正在承受侵蚀的大陆弧是大陆地壳破坏的主要发生地。这种损失就要求大洋岛弧、大洋高

11、地直接增生到大陆边缘，这样才能保持地壳的纯体积保持不变凸岬，海湾1. 岩石圈结构在走向上发生变化，凸岬为正常大陆岩石圈，地温较低，厚度较大，海湾则为过渡性岩石圈，甚至出现大洋岩石圈，地温高，厚度较薄；2. 相应地，岩石圈强度在走向上也发生了明显变化，凸岬基本为刚性的，强度大，而海湾处则相对较弱；3. 凸岬易成风化剥蚀区，而海湾则成沉积物堆积区；4. 凸岬易成大陆岩石圈楔入碰撞前锋，而海湾则为凸岬处大陆加厚物质的逃逸处。在大陆碰撞中的作用，对大陆碰撞的制约！l 在被动陆缘演化中，海湾部位是大型河流的入海口，保存有巨厚的河湾三角洲沉积。l 大陆碰撞首先发生于凸起的岬角部位，强烈的陆间挤压不仅导致对

12、面大陆的收缩隆起，而且还导致在岬角发生一系列基底冲断构造。在大陆凸岬一侧的前陆地区产生撞击裂谷、基性岩脉和走滑断层，如果是微大陆和大块体上的凸岬相撞，就不容易产生走滑断l 造山过程中剥蚀的碎屑物质被充填到岬角两侧的凹陷海湾部位，往往形成巨厚的复理石或者磨拉石沉积。l 强烈挤压导致的大陆岩石圈碎片可能向岬角两侧的构造空隙部位逃逸。最后陆间收缩导致海湾部位沉积的复理石地层也褶皱隆起，标志着大陆碰撞基本完成地中海型岩石圈碰撞！在大陆初始碰撞过程中，当大陆凸岬与所碰撞的大陆边缘接触时，在海湾处洋壳仍存在并仍俯冲着。因此，在海湾处，主动板块上发生区域伸展作用，洋壳俯冲边界就会朝着俯冲方向相反的一侧、朝着

13、远离凸岬的侧向后撤。当厚的弹性大陆岩石圈进入俯冲带时，这种后撤就会停止。有时后撤着的俯冲边界可能会“逃入”开阔大洋并形成孤立的构造体系。逃逸构造特点：！1. 动力机制上把挤压、伸展、走滑和旋转等大陆上几种常见构造变形方式有机地结合起来; ;2. 把造山带与盆地（包括洋盆）这两种地球上最重要大地构造单元的成因紧密联系起来; ;3. 把板块边界的构造作用与远离边界的构造作用紧密联系起来; ;4. 充分认识到不同块体之间岩石圈及地壳的刚度差异，这种差异往往决定了大陆岩石圈变形的方式和强度岩石圈褶皱特点岩石圈褶皱的产生并不仅仅局限于强度较弱的岩石圈，同样也发生在冷的、强度大的岩石圈（如克拉通）。在伸展

14、盆地发育的区域，同样可能发生岩石圈褶皱。岩石圈褶皱机制岩石圈褶皱主要发生在板块边界，是压缩作用的产物；岩石圈褶皱主要是纵弯褶皱；岩石圈褶皱作用主要受控于岩石圈的流变和热结构，不同结构的岩石圈会产生不同方式的褶皱岩石圈褶皱研究方法确定莫霍面是否与表层同步褶皱是关键。大洋岩石圈 ：对地形的研究。大陆岩石圈 ：多学科的方法。地表形态和沉积历史恢复，可确定其地表几何学特征；通过重力异常和反射地震剖面的研究，可确定莫霍面的形态；通过对沉积学、变形历史、区域板块构造的研究，可确定褶皱的时限。岩石圈褶皱相关的两类盆地 压缩盆地：产生在岩石圈褶皱初期，如鄂尔多斯盆地；三叠纪- - 早、中侏罗世的华北盆地； 伸

15、展盆地：产生在岩石圈褶皱晚期，与岩石圈地幔拆沉的热力作用有关，如侏罗纪晚期- - 白垩纪的华北盆地青藏高原的隆升引起全球变冷：！ 高原隆升改变大气环流，导致北半球高纬地区变冷； 高原隆升加强南亚季风，而季风雨又加快了岩石的物理和化学风化，降低大气中的 CO 2 2 含量。 全球变冷的时间序列与隆升历史可比较。伴随南极和北半球的冰盖扩张，存在三次大冰期：早渐新世， 15Ma ，2.5Ma高原隆升与亚洲季风演化的关系：！一般认为青藏高原隆升 巨大的热效应 加强了亚洲季风的强度，即夏季高原上空的空气快速受热上升（气压变低），拉动高原南部的印度洋潮湿气流补充，形成季风降雨，冬季则由于高原上空的空气快速

16、冷却（气压高），冷空气涌向印度洋地区，形成冬季风。而且高原的巨大高度阻挡了印度洋的暖湿气流进入亚洲内部加剧了亚洲内陆的干旱化，但高原隆升是否控制着东亚季风的演化则存在分歧。造山带的出现为复理石堆积提供了物源，而大型复理石堆积可能改变海洋地球化学和同位素成分。造山带的折返和剥蚀受全球或局域气候的控制，即大型复理石的堆积的产生受气候控制（反过来又可能对大气和地理环境产生深刻影响）。3400 万年前德雷克与塔斯马尼亚海峡均已打开 ，南极成为孤立的大陆 ，围 为南大洋包围，在地球自转的影响下，南极绕流形成，阻隔了来自赤道的暖流，导致南极变冷 、冰盖形成。新生代气候变化可能是安第斯山脉隆升的关键原因。在

17、我国台湾，剥蚀控制地震发展。气候对斑岩铜矿分布的控制构造作用对生物圈的制约岩石圈和软流圈的相互作用，在大低剪切波速省边缘有超低波速带ULVZ，是地 ，是地幔柱之源；LLSVP产生大 产生大地测量水准面高； 高；LLSVP在 在地质历史时期保持恒定出溶现象 单斜辉石中出溶石榴石、 石英或柯石英、透长石（钾长石）、钛铁矿、金红石、磁铁矿、尖晶石、多硅白云母、斜方辉石、Mg- - Al- - Cr- - 钛磁铁矿 石榴石中出溶单斜辉石、斜方辉石、金红石、磷灰石 斜方辉石中出溶铬尖晶石、透辉石 磷灰石中出溶磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、赤铁矿、独居石、锶尖晶石、 SiC （超硅）榍石出溶柯石英岩石

18、圈深俯冲的历史变化 岩石圈深俯冲是一种普遍的物理现象，既有大陆俯冲又有大洋俯冲； 目前发现的以大陆俯冲为主； 既有前寒武纪的又有显生宙的； 以显生宙为主，前寒武纪极少（未发现太古代的）。岩石圈深俯冲（超高压变质岩）形成和折返 超高压变质岩是岩石圈冷俯冲的产物，地热梯度在 10 ° C/km 以下； 其折返一般发生在形成后的 5 Myr ，在 25Myr 内完成； 超高压变质岩折返速率与岩石圈俯冲速率相当； 在形成和折返过程中都没有强烈的岩浆活动。超高压岩石折返模式：俯冲-推覆双“车道”模式, 基本不伴随有幔源物质侵入岩石圈板片断离拆沉模式, 可能伴随有幔源物质侵入岩石圈板片整体抽离-

19、掘出模式岩石圈深俯冲作用对岩石圈演化和全球构造的意义 大陆地壳破坏- - 一种新途径； 壳 幔物质循环- - 直接证据； 幔柱的合理性- - 富集物质来源； 岩浆作用- - 一种新补充； 大陆地壳深俯冲 大陆地壳加厚 高原 气候变化剥蚀 浊积扇；全球构造和岩石圈演化历史问题：试辨析洋脊俯冲和正常岩石圈俯冲断离（break-off）的构造机制和地质现象的异同，并阐述如何区别在地质历史时期可能发生的这两种构造作用。答：1.构造机制和地质现象：洋脊俯冲是由于与俯冲带交叉具有一定角度而随俯冲板片一起俯冲到地幔的一种现象。由于洋脊俯冲过程中，洋脊岩浆作用继续，洋脊经历高温低压环境，洋脊两侧板片可能向两侧

20、打开，软流圈物质上涌，板片边缘发生部分熔融，在地表表现为一系列与板片窗边缘平行对称分布的岩浆岩，自中心向两侧依次为大量玄武岩，埃达克岩，高镁玄武岩安山岩等。正常岩石圈俯冲断离是指一板块沿汇聚板块边界向相邻板块下方潜入的过程中，由于岩石圈底部俯冲板片的榴辉岩化作用使得俯冲板块重力加大，或洋底高原堵塞俯冲带阻止板块继续俯冲，造成板块沿薄弱面断裂的现象。沿俯冲岩石圈断离带附近可以有一系列火山作用，主要发育有大量玄武岩和埃达克岩。2.区别地质历史时期可能发生的这两种构造作用：由于洋脊俯冲和岩石圈俯冲断离构造机制的不同，在洋脊俯冲后形成的板片窗附近，可以发现除大量玄武岩，埃达克岩，高镁玄武质安山岩等岩浆

21、岩带沿板片窗内向外对称分布外，其岩浆岩带与俯冲带还应呈大角度相交，其中埃达克岩由于是榴辉岩化洋壳熔融的产物，其分布位置大致显示了洋脊俯冲形成的板片窗板缘的位置。除此之外，洋脊等年轻洋壳俯冲之前就可以产生埃达克岩，这与岩石圈俯冲断离产生的埃达克岩时间上不同。而对于岩石圈俯冲断离（break-off），其断离带更多的是与俯冲带大致平行，这也就使得断裂带附近产生的一系列火山作用以及形成的玄武岩，埃达克岩带与俯冲带大致平行，自俯冲带向上部板块内部，岩浆岩形成年代变年轻。总之，洋脊俯冲和正常岩石圈俯冲断离的区别，主要在于形成机制不同所造成的岩浆岩产物空间分布与形成时间规律上的不同。前者岩浆岩带与俯冲带还

22、应呈大角度相交，且俯冲之前就可以产生埃达克岩；后者形成的岩浆岩带与俯冲带大致平行，自俯冲带向上部板块内部，岩浆岩形成年代变年轻。问题：试论述洋底高原识别标志及其对大洋俯冲和大陆生长的作用。答：1.洋底高原识别标志：洋底高原，是起源于下地幔底部的地幔柱上涌到地表，地幔柱的柱头部分在洋壳上部形成的巨厚溢流玄武岩层所组成的正地形地貌单元。根据洋底高原形成过程特征，可以概括其识别标志如下：（1）洋底高原形成的玄武岩厚度巨大；（2） 洋底高原内经常出现气孔状和杏仁状玄武岩；（3） 可能出现火山角砾岩；（4） 形成过程中可捕获洋壳角砾碎片，因此玄武岩中可能出现下伏岩层（正常洋壳或洋底高原相关岩层）捕虏体；

23、（5） Mg-Fe质岩石稀土富集或平坦；（6） 存在高Mg超基性火山岩；（7） 经常伴有浅水沉积，有可能出现点礁乃至陆相沉积物及相关的古土壤。2.洋底高原对大洋俯冲的作用：洋底高原具有厚度巨大，密度介于洋壳和陆壳之间的特点，当洋底高原运移到俯冲带附近时：(1) 可能造成俯冲带堵塞，俯冲下去的板片断裂，洋底高原块体发生跃迁，并且沿着对向板块后部薄弱点形成新的反向俯冲带；(2) 可能造成俯冲带堵塞，然后俯冲下去的板片断裂，并在洋底高原后部薄弱点形成新的俯冲带，洋底高原拼合在旧的俯冲带之上，旧的俯冲带消亡；(3) 整个洋底高原也可能继续俯冲到俯冲带之下，由于洋底高原具有密度低于洋壳和软流层密度特点，

24、由于巨大浮力影响，可能会造成洋壳俯冲角度变小，形成强烈造山作用，例如美国西海岸洋底高原由高角度到低角度俯冲到美洲下，并且形成造山作用；(4) 洋底高原的俯冲还可能造成俯冲带极性的反转，例如澳大利亚东北部Ontong Jave plateau。3.洋底高原对于大陆生长的作用： 未俯冲消亡的洋底高原可以作为碎片增生到大陆边缘，这是大陆生长重要方式之一。例如如今的鄂霍茨克海是130Ma前形成的洋底高原，后“仰冲”到陆壳之上的面积巨大洋底高原；加勒比海洋底高原是由太平洋向大西洋“仰冲”的产物，使得大西洋此地区的西岸出现了罕见俯冲带；再如中国西藏中特提斯洋底高原，是拼合羌塘地块的重要部分。问题：总结识别

25、地质历史时期中发生的俯冲侵蚀现象的方法答：俯冲侵蚀作用（subducting erosion）又称构造侵蚀，在板块俯冲作用下，陆坡一侧或上覆板块前部物质遭受破坏并随俯冲作用潜入地下，结果在活动边缘弧前区增生楔发育规模较小甚至缺失的现象。俯冲侵蚀导致海沟陆坡侧地质单元消失，这时陆壳不仅没有增长，反而受到破坏，以致原火山弧的火山岩或深成岩裸露在火山前缘外侧的弧前区，如南美西缘安第斯山脉30°S34°S附近地段，侏罗纪火山-深成岩带距离海沟不过15千米，而现代正常火山弧距海沟为50250千米，与俯冲增生导致弧前区抬升相反，俯冲侵蚀伴随着弧前区沉降。总体来说，地质历史时期中关于俯冲

26、侵蚀现象的识别，主要有如下方法：1. 根据海沟和岩浆岩前锋向内陆移动识别构造俯冲侵蚀。即俯冲侵蚀伴随着上覆板块的物质损失，其俯冲带应该向内陆迁移，而地表形成的岩浆年代应该向陆内变年轻，呈现出岩浆岩前锋向内陆移动的现象；2. 根据板块边缘熔融埃达克岩产生的时代以及空间分布特征识别俯冲侵蚀。埃达克岩（CRP）的形成正是由于俯冲侵蚀加强，使板片边缘发生熔融作用的岩浆产物，反映出向内陆埃达克岩年龄变小，以及发现埃达克岩的地方离俯冲带异常近的特点；3. 根据海岸线向内陆退却识别俯冲侵蚀。俯冲侵蚀导致海沟陆坡一侧地质单元消失，这时陆壳不仅没有增长，反而受到破坏，在宏观上的表现就是海岸线向内陆退却；4. 根

27、据地质历史时期俯冲带平俯冲的特征判断识此地区是否发生过俯冲侵蚀。因为大量研究表明，俯冲侵蚀多发生在小角度（平）俯冲的俯冲带内。问题：总结华南大陆晚古生代-三叠纪不规则大陆边缘现象及识别标志。答：现象：根据东亚大地构造轮廓和中国地质地形图，可以发现：（1） 华北板块和扬子板块之间的大别凸岬-郯庐断裂有一系列强烈压缩变形，而扬子板块总体上呈一北东向被动大陆边缘，被相对刚性的华北大陆的大别凸岬楔入。（2） 扬子板块和华夏板块的拼合，以及华南板块南缘的康滇凸岬云开凸岬在地质历史（二叠纪到中三叠纪早期）以古陆的形式出现，之后在晚三叠纪随着印支板块与华南板块的碰撞，基本形成了如今的华南板块构造格局。 识别

28、标志：（1）沉积古地理研究是识别不规则大陆边缘的关键。大陆凸起的岬角常常暴露地表（无沉积）或仅有陆相、滨浅海相沉积，而凹陷的海湾常常沉积有较深海沉积。例如大别凸岬东西两侧、云开康滇凸岬之间均发育有深海较深海相沉积。（2）云开地区为具刚硬基底的古陆凸岬，西边的右江- -南盘江则为具过渡性地壳的海湾，两者之间以和台-合浦剪切带分割，此剪切带和云开凸岬发育的一系列向南的逆冲推覆构造是中三叠世到晚三叠世凸岬对印支板块碰撞的识别标志。问题：总结有关青藏高原形成过程中构造逃逸的正反两方面观点和证据，给出你自己的想法和判断。 答：一、正方观点：法国地质学家P.Tapponnier和P.Molnar(1976,1982)将板块碰撞与滑移线场理论结合起来研究青藏高原的新构造变形现象和隆升机制,提出了走向滑移线场和逃逸构造理论。认为印度板块自南向北楔入引起的大陆形变类似于刚性体平面挤入塑性体所观测到和计算出的剪切滑移线的几何图形。把喜马拉雅碰撞系统中散