地质构造单元划分及地质特征

1. 　地质构造单元划分及地质特征

一、概述
不同学派对本区构造单元认识不同，概括起来，主要有：
李四光（1925～1955）根据当时所获的有限的地质资料，从地质力学观点出发，将祁连山划作为祁吕贺山字形构造体系的西翼部分，其中兰州、白银及武威一带为该山字形马蹄形盾地——阿宁盾地的一部分，阿拉善地区为阿宁盾地南侧的弧形构造带。甘肃地质矿产局（1989）将上述思想进一步具体化，指出祁连山可进一步划分为：前弧西翼褶皱带、西翼反射弧，认为祁连山及龙首山存在多种构造体系，主要有古河西系，祁吕贺山字形西翼，青藏歹字形（主要分布于祁连山及其南侧），陇西系及阿拉善弧形构造，此外还存在纬向、经向构造，这种不同形式的构造存在联合、复合关系。
在“槽－台”学说指导下，早在1945年黄汲清在《中国主要地质构造单位》一书中，扼要地论述了阿拉善（龙首山）及祁连山的范围和地质构造特征，认为前者属中朝地台的一部分，是联系塔里木地台和华北地台的纽带，后者为典型的优地槽。时隔10年之后，他又将祁连山自南而北划分为：南山（指祁连山，下同）地槽沉积带、南山地槽边缘沉积带、山前凹地沉积带，并指出祁连山系中的中新生代盆地有寻找石油的希望；又过10年，他再一次将本区划分为：阿拉善台隆走廊过渡带、北祁连山褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带、祁连南缘过渡带。认为北祁连的主褶期是加里东而不是华力西期，同年又指出北祁连山为优地槽褶皱带，南祁连为冒地槽褶皱带，并认为它们均具有多旋回构造发展特征。20世纪70年代末，黄汲清等融合板块构造的新观点，将本区重新划分为：阿拉善台隆（属中朝准地台的一部分）、走廊过渡带、祁连山山前坳陷、北祁连优地槽褶皱带、祁连中间隆起带、南祁连褶皱带，这是基于多旋回槽台构造学说对祁连山构造格局和构造演化全面而系统的论述。由于汲取了板块构造学说，他们的上述划分及论述当时起到了立典和示范作用，至今仍有较大的参考价值。
利用槽台学说，用历史发展演化的观点，根据本区的建造特点，涂光炽1960年也将本区划分为：阿拉善隆起带、走廊坳陷带、北祁连加里东褶皱带、中祁连山前寒武纪褶皱带、南祁连山早古生代—中生代（或早古生代—三叠纪）坳陷带、南祁连山加里东褶皱带、南祁连印支褶皱带（或海西褶皱带）、柴达木北缘隆起带（或柴达木北缘前寒武纪褶皱带）。
持断块学说的学者如赵生贵（1996）将本区划分为：阿拉善地块、龙首山断隆、河西走廊盆地、永昌中宁陆缘断陷带、北祁连裂谷、中祁连断隆、南祁连断陷、柴达木北缘断隆。他的祁连区以内硅铝造山（A型俯冲）作用为主的观点，北祁连早古生代火山作用早期以中基性为主、晚期以中酸性为主的观点，火山岩大多属钙碱系列，仅局部发育细碧角斑岩系的认识，有一定的参考价值。
20世纪70年代初，尹赞勋、李春昱、傅承义率先将板块构造学说引入中国，也是李春昱率先用板块构造学说对本区大地构造和地质发展史进行了研究，将本区划分为：阿拉善隆起带、北祁连褶皱带（含走廊带）、中祁连隆起带、南祁连褶皱带，认为北祁连是一个早古生代洋盆，保留有完好的蛇绿岩、蓝片岩及混杂堆积等洋壳残片及洋壳俯冲活动的地质记录。1982年他又从亚洲全局构造出发，认为祁连山实际上是中朝板块和扬子板块间的缝合带。在他的启发指导下，许多学者开始涉足本区。王荃（1976）撰文认为本区存在古海洋；肖序常（1978）对本区做了实质性的野外研究工作，提出本区存在多期蛇绿岩；吴汉泉（1980）对北祁连山的高压变质带进行了研究；张之孟（1980）首次提出祁连山存在沟弧盆体系，并提出走廊相当于弧后盆地；夏林圻等（1991）对本区火山岩进行了深入的研究，进一步论证了本区存在沟弧盆体系，且是向北俯冲；左国朝（1986、1987）认为北祁连属“有限洋盆”；许志琴（1994）提出本区存在海沟向洋退却岛弧增生的动力学模型；张旗等（1997）对北祁连的蛇绿岩做了系统的研究，指出本区蛇绿岩存在多样性；冯益民自20世纪70年代以来，也先后对祁连山做了研究，认为中祁连和柴达木同属一个板块，早古生代华北古陆西南缘存在裂谷－板块构造两种体制。造山带分为俯冲造山、碰撞造山及陆内造山机制，为复合造山带。汤中立、李文渊、黄承熊等（1995）对本区金昌—门源地学断面进行了研究，他们认为龙首山断裂早期属低角度正断层，将超大型、大型矿床的形成及成矿模式与构造背景联系起来。
上述研究工作，是我们本次工作的基础。
二、华北板块西南缘的构造格架
我们从历史演化的观点出发，运用现实主义原则，以“活动论”、“系统论”为指导，以本区沉积建造、岩浆作用、构造作用、成矿作用等最基本的地质事实为基础，系统、全面、多层次、多侧面地探讨区内各构造单元的范围、性质、演化及与成矿系统的耦合关系，立足于前人众多的研究成果，勾勒出本区加里东期构造图案（图1-1），从北而南各构造单元为：龙首山陆缘带、河西走廊边缘海盆、北祁连缝合带、中祁连离散型岛弧地体、南祁连弧后盆地、柴达木陆块。现将它们的主要特征概述如下：

图1-1　华北古大陆西南缘构造格架及成矿系统

（一）龙首山陆缘带
北邻潮水盆地，南以龙首山深大断裂为界与河西走廊相接，西部止于金塔—鼎新断裂与塔里木板块毗连，向东尖灭于银川以西，略呈近东西向弧形分布。该带所见主要岩石单元为前长城纪龙首山岩群（AnChL）。由于该岩群时代较老，后期遭受多期次、多旋回的变质变形等作用，变得支离破碎，层序不清，当属非史密斯地层。下部为白家嘴子组，西部出现磁铁石英岩和磁铁角闪岩，称之为东大山组。经原岩恢复（汤中立、李文渊，1995；王崇礼，1994），原岩建造相当于火山－沉积建造，白家嘴子组为碳酸盐岩建造及基性火山岩建造，东大山组为碎屑岩含磁铁石英岩及基性火山岩建造。考虑其中的基性火山岩（斜长角闪岩）呈层状分布，代表本区最早的岩浆活动记录，测得年龄为3056Ma（Sm-Nd法，平均，王崇礼，1994）应属中太古代喷发，这一数据表明龙首山岩群具古陆核性质。另外，切穿该岩段混合岩又发生弯曲变形的变辉绿岩脉年龄为（2486±16）Ma～（2796±56）Ma，平均2600Ma（王崇礼，1994），这对上述太古宙年龄是一个佐证。龙首山岩群下部岩石的稀土配分型式也表明它属太古宙产物，因新太古代岩石稀土配分曲线要右倾得多（见后文讨论）。龙首山岩群上部主要为中酸性火山－碎屑岩建造，其年龄为（2147±74）Ma（Rb-Sr等时线法，西北地质勘查局，1993），相当于古元古代。该带缺失长城纪沉积，蓟县纪为复陆屑次稳定型沉积（墩子沟群），缺失青白口纪沉积，震旦纪为冰水沉积及碳酸盐－碎屑沉积（韩母山群），碳酸盐－碎屑岩底部含磷。早古生代为隆起剥蚀区，晚古生代为碎屑岩－碳酸盐岩（含煤）建造、磨拉石建造，中新生代为河湖相及山麓相碎屑岩（磨拉石）建造。本区还发育加里东期及华力西期花岗岩，这分别应是祁连洋及其次生洋向北俯冲及陆内A型俯冲造山的产物（此处所称的方位，只是现代方位，并不代表地质历史时期的方位，下同）。
在中—新太古代古陆边缘活动带中，形成了东大山铁矿。中元古代早期本区在裂解条件下，形成金川含镍铜超基性杂岩，汤中立（1995）所取得的（1508±31）Ma（Sm-Nd内部等时线法）年龄应是上述岩浆脱离地幔的时间。
（二）河西走廊边缘海盆
河西走廊边缘海盆现今十分狭窄，呈近东西条带状分布，若能考虑它形成和演化的历史，就不难推知当时（加里东期）它曾是一个广阔的陆缘海盆。该陆缘海盆的基底是华北古陆的南延部分。寒武纪靠陆一侧（北）为浅海陆棚碎屑岩单元（大黄山组  d），具复理石特征，内见波状冲刷面、印模及交错层，远离陆缘（南），出现碳酸盐岩及火山岩建造（黑刺沟组  h），反映由北而南，海水变深，且地质活动性增强的特点。奥陶纪总的趋势是继承寒武纪火山－沉积建造特点，不同之处在于海盆内火山活动更加剧烈和成熟，局部（老虎山、榆树沟山）出现扩张型洋壳——蛇绿岩。志留纪盆地萎缩，形成笔石碎屑岩相（肮脏沟组Sa），晚期出现砂页岩建造（旱峡组Sh），泥盆纪为磨拉石建造（老君山砾岩），标志海盆消失并开始造山。
（三）北祁连缝合带
北祁连造山带作为柴达木—中祁连板块与华北板块的缝合带，当初一经李春昱提出，便得到了大家的赞同。但问题是，该缝合带究竟是华北板块与柴达木板块开合的产物（特提斯型造山带），还是柴达木—中祁连板块抑或是前者从别处漂来，在加里东期二者邂逅碰撞的结果（科迪勒拉型造山带）？北祁连小洋盆外侧是否还有原生洋（祁连洋）？问题还不止此，作为缝合带，北祁连造山带本身也复杂多样，东部西部有差别，南边北边不相同，西部还分布着许多微陆块，那么这些微陆块又来自何方？其形成机制如何？各家意见也不一致。利用模式对比原则，我们初步认为：上述微陆块连同中祁连微陆块，均是因祁连洋向南俯冲致使其相继从柴达木陆块边缘裂解出来的结果。其构造格局犹如太平洋西南部的多岛构造景象。
简捷地说，北祁连缝合带内部构造单元虽然复杂多样，但概括起来说，主要由以下单元组成：微陆块、混杂岩带、蛇绿岩、洋脊－洋岛火山岩、岛弧（包括陆缘弧和洋壳型岛弧）火山岩及岛弧型沉积（图1-2）。微陆块主要由前寒武纪地层组成，其上有加里东期岛弧型花岗岩。前者具体岩性为灰色片麻岩、云英片岩、大理岩（北大河岩群AnChB，野马南山岩群AnChY）以及巨厚的蛇绿混杂堆积（熬油沟组Cha）、千枚岩、碎屑岩，局部夹碳酸盐岩、变石英砂岩、铁矿层（桦树沟组Chh）。此外，还见到中元古代托来南山群（Ch-JxT）杂色碎屑岩及碳酸盐岩建造，青白口纪龚岔群（QnG）碎屑岩－碳酸盐岩建造。蛇绿混杂岩带共有南北两条，北带主要沿肃南九个泉、白泉门呈NW-SE向分布，向西延至玉门昌马寒山地区，南带规模较大，主要分布于青海边马沟—清水沟—香子沟—郭米寺—祁连县—景阳岭南，南北宽约20～25km，断续延长近500km，呈NW-SE向展布。清水沟见有榴辉岩，与之共生的蓝片岩年龄为440～460Ma（蓝闪石、多硅白云母、39Ar/40Ar法），北带九个泉蓝片岩蓝闪石39Ar/40Ar年龄为447Ma（吴汉泉，未刊资料）。北带称之低级蓝片岩带，南带称之为高级蓝片岩带。蛇绿混杂岩带主要由陆缘弧（南带）、洋壳型岛弧（北带）、复理石增生楔、高级（南带）及低级（北带）蓝片岩、蛇绿岩块等组成。缝合带中的蛇绿岩块共有3条，自南而北依次为：玉石沟—川剌沟—小八宝蛇绿岩带；大岔大坂蛇绿岩（带）；九个泉—白泉门蛇绿岩带；以上3条蛇绿岩带时代为加里东期，而分布于微陆块中的蛇绿岩时代为中元古代。加里东期蛇绿岩大多具洋脊或洋岛型玄武岩特征，有的还和玻安岩共生，如大岔大坂蛇绿岩（张旗，1997），推测蛇绿岩形成于洋岛及弧间盆地。考虑到北祁连造山带中深海沉积物如硅质岩比较丰富，火山作用比较强烈，蛇绿岩和蓝片岩构造超覆于增生的深海沉积物和火山弧之上这些客观事实，其蛇绿岩应属科迪勒拉型。陆缘弧火山岩及沉积早期（新元古代—中寒武世）相当于黑剌沟组，陆缘弧型（岛弧裂谷型）火山岩，主要分布于白银、清水沟、白柳沟、黑石沟、小黑剌沟、面碱沟等地，由于它是在华北古大陆基底之上的软弱带上发展起来的，开始形成大陆碱性玄武岩系，随着陆缘弧基底分割程度的加深，进一步形成熔融程度高的饱和性拉斑玄武岩浆，喷溢形成本区海相基性火山岩的主体，而在白银等地因地壳较厚，基性岩浆上升速度较慢，引起下地壳发生深熔作用，产生富硅质岩浆，这种富硅质岩浆首先上升形成酸性火山岩系，尔后是偏下部的基性岩浆上升形成层位偏上的基性岩浆，二者构成双峰式组合。这些酸性火山岩是白银厂铜及多金属块状硫化物矿床的直接围岩。

图1-2　华北板块与柴达木—中祁连板块缝合带内部结构示意图（据张旗，1997，修改）

1—前寒武系；2—蓝片岩带；3—蛇绿岩；4—阿拉斯加型岩体；5—橄榄岩－闪长岩岩体；6—熬油沟蛇绿岩；7—陆缘弧；8—洋壳型岛弧。数字，①～⑨为蛇绿岩：①—九个泉；②—大岔大板；③—边马沟；④—玉石沟；⑤—冰沟；⑥—小八宝；⑦—百经寺；⑧—老虎山；⑨—榆树沟山。A～G为阿拉斯加型岩体：A—撒拉河岩体；B—油葫芦大山；C—扎麻什沟；D—冰沟南；E—水洞峡；F—柏木峡；G—大滩；H—老虎山橄榄岩－闪长岩型岩体
早期陆缘弧型沉积表现为火山碎屑物占优势，另外可见岛弧斜坡相重力流及滑塌沉积、岛弧型复理石，未见裂谷早期所具有的河湖相沉积。中晚期洋壳型岛弧火山岩及岛弧型沉积相当于部分阴沟群（OY）、中堡群（OZ），东起白银北，向西经永登县石灰沟及民乐县西道流，止于阿尔金断裂，西部大致沿走廊南山分布。岛弧型火山岩主要为拉斑玄武岩，钙碱性玄武岩、安山岩（阴沟群分子）以及岛弧碱性橄榄玄粗岩、粗面玄武岩、白榴方沸岩和白榴粗面斑岩（中堡群分子）。表明中奥陶世岛弧已臻于成熟。岛弧型沉积主要为火山碎屑岩、沉积岩及藻灰岩建造。
（四）中祁连离散型岛弧地体
中祁连离散型岛弧地体呈北西－南东向条带状展布于研究区中部，东起兰州东部，向西经青海民和、乐都、西宁、湟源、疏勒山，也止于阿尔金断裂，北以中祁连北缘断裂为界，南以中祁连南缘断裂与南祁连弧后盆地相邻。宽70～80km，长约1000km。主要以古老基底之上广泛发育有晋宁及加里东期中酸性岩浆岩为特点，后者与铜、钨、钼、铅、锌矿产有关。
（五）南祁连弧后盆地
中祁连岛弧与柴达木板块在加里东中、晚期正式分离之后，形成南祁连弧后盆地，其上主要为志留纪火山－正常沉积，西部有大量的中基性火山喷发，东部见寒武（奥陶）纪蛇绿岩。
（六）柴达木陆块
仅见达肯大坂岩群零星分布。

2. 　祁连造山带类型

研究表明：中国乃至欧亚大陆腹地存在两种类型的造山带，即特提斯和古亚洲洋两种造山带（张旗，1997；殷鸿福，1998），前者属全球特提斯域的一部分，后者则类似于现今的环太平洋构造域（包括北美西部、俄罗斯远东、日本等）。前者又可称作阿尔卑斯造山带，后者又可称作科迪勒拉造山带。它们具有完全不同的形成轨迹，特提斯造山带大体遵循大陆破裂－洋盆扩张－俯冲－碰撞的演化过程，即所谓开合旋回，而科迪勒拉造山带则是洋壳不断向大陆俯冲，使大陆边缘形成岛弧或山弧，或使其发生边缘裂陷，这些作用在长期地质演化过程中，反复地进行着，最终所要碰撞的两个大陆原先并非是同一大陆。特提斯带中一条蛇绿岩带可能代表一条缝合带，而科迪勒拉造山带缝合带可由多条蛇绿岩组成，例如祁连造山带就是如此；特提斯带大陆的破裂和继之而来的海底扩张可能与来自地球深部的地幔柱活动有关，而科迪勒拉造山带则是岩石圈地幔和洋壳与软流圈地幔交换作用的结果；特提斯造山带具威尔逊旋回，科迪勒拉造山带则不具备完整的威尔逊旋回，特提斯造山带多是硬碰撞（RigidCollision），是陆与陆的正面碰撞（Head-on Continental Collision），是单旋回（Moncyclicity），而科迪勒拉是多岛洋（archipelagic Ocean）间的软碰撞（Soft-Collision），是多旋回（Multicyclicity），这里软碰撞只造陆不造山或造山，碰撞能量小，碰撞方式是追上碰撞（Catch-up Collission），最后也可能是大陆与大陆之间的正面碰撞。特提斯型少地体，科迪勒拉型地体拼贴常见。
本文认为，屹立于华北古陆西南缘的祁连造山带，加里东期就是一个科迪勒拉造山带，理由如下：
（1）缝合带中的陆块在古元古代或元古代以前就各自有不同大陆边缘，前寒武纪两个大陆有不同的岩石建造序列，具有不同的地质构造演化历史和成矿系统演化历史（见后文）。不存在所谓裂谷体系；
（2）至少长城纪以来，就存在所谓祁连洋，就存在祁连洋向柴达木古陆北缘的俯冲作用；祁连洋早古生代是双向俯冲，两大陆块均具活动大陆边缘，且都发育沟弧盆体系，形成了规模宏大的中祁连离散型岛弧地体，形成了断续分布的白银—清水—昌马陆缘弧，也形成了白银北—永登石灰沟—走廊南山洋壳型岛弧；在靠近大陆边缘，形成了两条对称的弧后盆地构造带——河西走廊海盆和南祁连弧后盆地；此外在北祁连缝合带中，存在两条蓝片岩带，见海沟相混杂堆积；
（3）祁连蛇绿岩多为洋岛型，真正洋中脊玄武岩仅见于弧后盆地；Moores和Coleman从蛇绿岩产出的大地构造背景出发，将全球蛇绿岩划分为特提斯型和科迪勒拉型。特提斯型造山带是从大陆裂谷开始，经被动陆缘而结束于大陆碰撞；科迪勒拉型造山作用则是从被动陆缘开始，由于大洋岩石圈长时期的消减作用而经历了漫长的活动陆缘或岛弧阶段。虽然特提斯造山作用在其发育晚期阶段也经历了海洋岩石圈板块的消减作用，在特提斯型蛇绿岩中也有类似科迪勒拉型那样的岛弧拉斑玄武岩、洋岛拉斑玄武岩和玻安岩产出，但科迪勒拉型造山带的深海沉积物和火山物质比特提斯型更丰富。在科迪勒拉造山带，蛇绿岩和蓝片岩常构造超覆在增生的深海沉积物和岛弧火山岩之上，而在特提斯造山带它们则位于被动陆缘和古老的大陆基底之上（张旗，1997）。对祁连山蛇绿岩的研究表明，由于新生代的构造改造十分强烈，许多蛇绿岩仰冲于晚古生代及新生代地层之上（张旗，1997；左国朝，1997），但如果用历史的眼光来观察祁连山加里东期的构造作用特点，不难推知，祁连山蛇绿岩只能构造侵位于岛弧或深海沉积物之上，这正是科迪勒拉型蛇绿岩的特征。科迪勒拉型或者说是洋岛型（马瑞士，1993）蛇绿岩特征的确定，暗示祁连洋是一个颇具规模的大洋盆；
（4）祁连造山带在早古生代中期及以前，主要是单向或双向俯冲作用，造山类型主要是俯冲造山（图4-53），其地球动力学是以热能为主的，早古生代末期到晚古生代早期，主要是碰撞造山，其地球动力学是以机械能为主的；晚古生代末到中生代主要是陆内造山，形成上叠盆地；中生代以来，是A型俯冲造山（见后文），形成盆岭地貌；

图4-53　俯冲造山带与碰撞造山带形成示意图（据杨巍然，1991）

（5）从地球物理模型上（图4-54），祁连山地幔界面略向下凹，属有根造山带；

图4-54　祁连造山带及其南北邻区的地球动力学模型（据高锐，1996）

1—拆离断层；2—地体边界地层；3—冲断层；4—Moho面补偿抬升；5—地幔软流圈抬升；6—双向挤压；7—岩石圈运动方向：8—沉积盖层；9—地幔流
（6）早古生代末期，祁连洋消失，柴达木陆块与华北古陆缝合，原来柴达木陆块的位置，则让位于新的大洋——特提斯洋，柴达木陆块和华北古陆部分地区沦为该洋的滨海地段。综上所述，再结合后文部分研究内容，祁连区自中元古代以来的造山模式可概括为：单向俯冲造山→双向俯冲造山→软碰撞造山（陆）→陆与陆碰撞造山→陆内造山。该模式与欧洲阿尔卑斯造山带及海西造山带是不同的（图4-55）。它正如地学泰斗黄汲清先生生前所指出的那样，是多旋回造山。

图4-55　欧洲阿尔卑斯造山带及法国诺曼底—中央地块板块碰撞造山模式

（a）西阿尔卑斯中、新生带碰撞造山模式（据舒良树，1995）；（b）法国诺曼底—中央地板碰撞造山动力学演化模式（据Faure,1991）

3. 　成矿时空结构及动力学

一、成矿域与成矿带（成矿空间结构）
李春昱1984年最先按板块缝合线作为构造域的中心，将中国划分为4大构造域，即：①以西伯利亚古板块和塔里木—中朝板块以及哈萨克斯坦3个大板块之间的缝合线为中心，作为中国北方构造域；②中部以塔里木－中朝板块与华南及东南亚板块之间的缝合线为中心，作为秦祁昆构造域；③西部以华南－东南亚板块与拉萨冈底斯板块及印度板块之间的缝合线为中心，作为中国西南部构造域；④东部沿海一带以华南—东南亚板块与菲律宾海板块之间的缝合线为中心，作为东南沿海构造域，中国沿海一带主要位于本构造域的西部。这4个构造域构成了中国4个大成矿域。他并且指出：“在每个成矿域的缝合线上或俯冲带（包括逆冲带）上，常出露代表大洋壳的蛇绿岩带，产生大洋环境所形成的矿床。在缝合线的两侧常伴有板块俯冲带以及和俯冲带有关的岩浆弧，这里产生与俯冲构造环境有关的矿床，与碰撞有关的构造环境，实际上即板块缝合线的一种构造形式”。陈毓川（1995,1998）将中国的成矿域划分为以下5个：①前寒武纪中朝－扬子古陆成矿域；②古亚洲成矿域；③中－新生代环太平洋成矿域；④特提斯成矿域；⑤秦岭－祁连山－昆仑山成矿域。翟裕生（1999）以区域大地构造演化为基础，区域构造、成矿时代和区域岩石圈三者结合作为划分成矿区域的依据，将中国境内划分为6个成矿域：①天山－兴蒙成矿域；②塔里木－华北成矿域；③秦－祁－昆成矿域；④扬子成矿域；⑤华南成矿域；⑥喜马拉雅－三江成矿域。以上3位学者的划分方案，尽管各有不同，但有一个共同点就是重视并单独划分了“秦－祁－昆成矿域”，无疑是正确而必要的。我们认为华北古陆西南边缘成矿系统应当归属于“秦－祁－昆成矿域”。按照区域构造演化和成矿系统的分布现状，进一步将此古陆边缘划分为3个成矿带，即：①阿拉善南缘龙首山成矿带。主要由中太古代—中元古代裂解期前成矿系统组成。包含陆核边缘海盆沉积Fe成矿组合和裂谷期前底辟岩浆Ni-Cu-Co-PGE-Au成矿组合；②祁连山成矿带。主要由中新元古代裂解成矿系统、加里东期活动大陆边缘成矿系统和碰撞造山成矿系统组成。包含海底喷流沉积Fe-BaSO4（重晶石）－Cu成矿组合、早期陆缘弧火山Cu-Zn-Pb-Au-Ag和Zn Pb Cu Au Ag成矿组合、中期弧后盆地火山Cu（Zn）成矿组合、中晚期岛弧火山Cu和Pb Zn Cu成矿组合、与俯冲作用有关岩浆热液W成矿组合、与俯冲作用有关岩浆热液Pb-Zn成矿组合、洋壳残片蛇绿岩Cr成矿组合和残余盆地沉积Cu成矿组合等；③阿尔金成矿带。主要由走滑断层系成矿系统组成，目前还只包含韧性剪切Au成矿组合，（图1-1）（表7-1）。
二、成矿期与成矿高峰期（成矿时间结构）
本区成矿区主要集中在：①中太古代：如东大山铁矿，中型；②中元古代：如金川Ni-Cu-Co-PGE（铂族元素）－Au矿，其中Ni超大型（Ni金属547万吨，品位1.07%），Cu超大型（Cu金属346万吨，品位0.67%），Co大型（Co金属16万吨，品位0.03%），PGE（铂族元素）超大型（207吨），Au大型（79吨）；③中新元古代：镜铁山桦树沟Fe矿，大型（矿石量4.5亿吨，全铁37.8%），其中伴生重晶石矿，大型（重晶石3274万吨，BaSO47.32%）。镜铁山黑沟Fe矿，大型（矿石量1.5亿吨，全铁36.14%）；④加里东期：如白银厂Cu矿，大型（Cu金属117万吨，品位1.22%～2.84%）。小铁山Pb、Zn、Cu矿，其中PbZn大型（Pb金属41万吨，Zn金属64万吨，Pb品位3.85%,Zn品位5.45%），Cu中型（Cu金属14万吨，品位1.38%）。清水沟PbZn矿，中型。红沟Cu矿，中型。胶龙掌PbZn矿，中型。石居里Cu矿，中型。塔儿沟WO3矿，大型（WO320.8万吨，品位0.736%）。小柳沟WO3矿，大型（WO3＞20万吨，品位0.1%～2.5%）。大道尔吉铬铁矿，中型；⑤华里西期：寒山Au矿，大型（Au＞20吨，品位1.4×10-6～24.15×10-6）。鹰嘴山Au矿，中型。从上述大中型矿床反映的成矿强度和频度衡量，本区成矿的高峰期应为中元古代和加里东期。
三、成矿时空变化及动力学
对本区来说，总体上从北部的龙首山成矿带→南部的祁连山成矿带→西部的阿尔金成矿带发展，陆缘构造的动力型式变化规律为“离散型”（拉张为主）→会聚型（拉张－挤压交替）→碰撞型（挤压为主）→转换型（走滑剪切）；成矿时代由老到新，即中太古代、中元古代→中新元古代、加里东期→华力西期；沉积成矿作用由“陆核边缘海盆沉积”→“海底喷流沉积”→“残余盆地沉积”；岩浆成矿作用由“地幔底辟岩浆侵入”→海底双峰式，基性火山喷发，蛇绿岩残片构造侵位→壳源重熔中酸性岩浆侵入流体成矿；成矿元素组合由幔源→壳源、深源→浅源的变化，如Ni、Cu、Co、PGE、Au、S-Fe→Fe、Ba-Cu、Pb、Zn、Au、Ag-Cu、Pb、Zn-Cu（Zn）-W-Pb、Zn-Cr→Au。由此可见，华北古陆西南边缘的构造演化与成矿作用的时空变化具有明显的耦合关系，说明构造活动的规模、强度和型式，往往就是成矿系统和矿床组合的主要背景，而一定的成矿系统和矿床组合又可视为某种构造成矿背景的标记。
四、典型的共生矿床类型
本大陆边缘具有一系列典型的共生的矿床类型，如金川岩浆深部熔离贯入型Ni-Cu-Co-PGE-Au矿床；镜铁山海底喷流沉积Fe-BaSO4（重晶石）－Cu矿床；白银厂海底火山块状硫化物Cu-Zn-Pb-Au-Ag矿床；小铁山海底火山块状硫化物Zn-Pb-Cu-Au-Ag矿床；塔儿沟脉型、矽卡岩型W矿床，小柳沟蚀变岩型、矽卡岩型W矿床；寒山、鹰嘴山韧性剪切Au矿床等。这些共生的矿床类型，乃是这一大陆边缘构造演化的标记，它们的每一个矿种都达到了“超大型”或“大型”矿床的规模，这种共生的矿床类型，具有极大的典型性和代表性，反映了华北古陆西南边缘成矿谱系的概貌。
五、金川岩浆矿床研究的进展
关于金川矿床的成矿规律，以往曾有过较系统的阐述。本次研究新提出或进一步论证了以下方面的观点：①提出金川超镁铁岩体的原生岩浆是高镁玄武岩浆［w（MgO）≈10.8%］；②提出同一个金川矿区Ni-Cu矿体可能起源于含PGE不同的母岩浆。一部分矿体PGE含量高，是起源于原始地幔PGE不亏损的岩浆，另有部分矿体PGE含量很低，则是原始岩浆分离后形成PGE亏损的派生岩浆；③进一步论证了硫化物深部溶离－分期贯入是形成金川矿床的主要机制，并且认为，在缺乏地壳长英质混染（如萨德贝里矿床）和外部硫源加入（如诺里尔斯克矿床）的证据的情形下，只有这种深部熔离－分期贯入机制，才能造就成“金川式”的小岩体、大矿床。
六、关于“小岩体、大矿床”规律
金川岩体只有1.34km2面积，却赋含有近千万吨的镍、铜储量，这种世界级超大（巨）型矿床赋存在这样小的岩体中，的确是一个令人注目的现象。我们在总结中国镍矿床（汤中立等，1989）中提出“镍的成矿岩体，一般规模较小。只有3个成矿岩体的出露面积达到1km2左右（金川、赤柏松、大坡岭），其余成矿岩体的面积都在0.1km2以下”、“成矿岩体的产状可分两类，一类为陡倾斜（倾角60°以上）的岩墙状、脉状、透镜状；另一类为较舒缓的岩床、岩盆、椭球状、扁柱状。巨大的和大型的矿床多以前一类产状产出”。后来我们又多次论述过，是由于岩浆深部熔离－贯入成矿机制，导致了“小岩体成大矿”。
芮宗瑶等在研究斑岩型铜钼矿床时也曾统计，绝大多数成矿岩体都是小岩体，出露面积小于0.5km2的含矿岩体占32.5%；0.5～1km2占25%；1～5km2占20%；大于5km2占22.5%。含矿岩体产状为岩株的占69.8%；岩墙和岩脉占9.4%；岩柱占7.5%；岩筒岩颈占9.4%。表明大部分岩体呈岩株状。
此外某些岩浆铬铁矿床、钛磁铁矿床、金刚石矿床等，都有小岩体中赋存大矿的实例。可见“小岩体成大矿”不仅是本区，也是带有一定广泛性的岩浆矿床成矿规律。
对金川这种类型的岩浆矿床来说，还特别值得提及以下成矿规律：①成矿岩体是在大陆边缘裂解期前的拉张应力作用条件下，经岩浆底辟上侵形成；②现存成矿岩体是由纯橄榄岩、二辉橄榄岩、斜长二辉橄榄岩、橄榄二辉岩和二辉岩等超镁铁岩石所组成，这些岩石的MgO含量变化于39.74%～25.87%之间。这次提出岩体的原生岩浆是地幔岩经部分熔融的高镁玄武岩浆w（MgO）≈10.8%。现存岩体与原生岩浆成分的这种差异，说明原生岩浆上侵过程中，曾经历过强烈的分异作用，分异后大部分偏中酸性、基性和部分超基性的岩浆大都先侵入到不同的空间或喷出地表，形成同源岩浆岩系列或喷发岩流，只有少部分超基性岩浆伴随着深部熔离的矿质贯入到现存的空间成岩成矿；③上侵岩浆是在开放动态条件下，发生上述深部分异和深部熔离作用，分异为不含矿岩浆、含矿岩浆、富矿岩浆、矿浆几部分，依序多次贯入现存空间成矿，一般来说晚期贯入比早期贯入的浆体矿质多、密度大而粘度小，往往位于早期浆体的中下部或下部，在早晚期浆体接触处，常发生有限的混合作用；④由于“含矿岩浆”、“富矿岩浆”和“矿浆”对应固结为星点浸染状贫矿（石）体、海绵状富矿（石）体和块状特富矿（石）体，因此总体上金川型矿床的矿（石）体类型从上到下，由浅及深有变富的分布规律。在区域上实际存在一个同源岩浆岩系列分布区，这个同源岩浆岩系列分布区中，目前还只发现金川一处超大型矿田。
七、“朱龙关群”和“北大河群”的控矿作用
朱龙关群（长城纪）由上部桦树沟组和下部熬油沟组两部分组成，主要分布于祁连山西段的青海黑河上游及甘肃肃南县朱龙关河流域。
桦树沟组主要为千枚岩、变质细碎屑岩夹火山碎屑岩、碳酸盐岩，含铁矿层。矿层围岩多为泥钙质千枚岩、板岩，少量位于硅质岩、灰岩底部。在主铁矿层下盘接触带附近有热液型铜矿体叠加。铁矿层伴生有重晶石，铁矿主要为镜铁矿石、镜铁矿－菱铁矿石等，全铁品位30%～40%。铁矿、重晶石矿达大型、铜矿达中型以上。铁矿、重晶石矿与地层为同生沉积且共同经受变形变质，铜矿虽属后期叠加，但与铁矿层位置显示了明显的附依关系。区域上在这套地层中已发现铁、铜矿床（点）数十处，除桦树沟、黑沟两处大型矿床外，其余均为中小型矿床、矿点。
熬油沟组下部为变质细砂岩、粉砂质板岩及泥质岩，上部为变质基性－中性火山熔岩、变质火山碎屑岩夹火山质板岩及碳酸盐岩。在桦树沟铁铜矿东南侧20km处的小柳沟钨矿区，熬油沟组是钨矿的直接围岩。在矿区西部为熬油沟组底部含砂质千枚岩、中厚层状石英岩夹绢云绿泥千枚岩、钙质千枚岩，局部可见透镜状云母角闪片岩及矽卡岩化灰岩，矿区东部主要是熬油沟组碎屑岩、火山岩夹碳酸盐岩。90%以上的矿体赋存在东部熬油沟组中。熬油沟组各种岩石成分含量（wB）W48.6×10-6～606×10-6、Cu83.6×10-2～708.6×10-2，如此高的含量说明围岩具备矿源层的性质。小柳沟矿区南北约4km，东西约3km，矿区范围约12km2。由15个矿体组成，其中主矿体4个，占储量95%以上。矿体主要赋存于云母角闪片岩、灰岩、千枚岩中，含矿地层一般都碎裂岩化、绿泥石化、透闪石化、硅化等。矿化以钨为主，其次有Cu、Bi、Mo等，主要矿石类型以稠密浸染状白钨矿－黄铜矿矿石和浸染状、稠密浸染状白钨矿矿石为主。控制WO3储量已达20万吨以上。属大型白钨矿床。地表除少量脉岩外，侵入岩不发育，在钻孔达450m深处见隐伏二长花岗岩体，岩体含W为0.5×10-6。
北大河群（前长城纪）主要为片岩、片麻岩夹结晶大理岩。以微古陆块形式分布于中祁连之北侧。在塔尔沟钨矿区，北大河群下部为混合岩、片麻岩段，上部为大理岩夹片岩段，钨矿主要赋存于片岩段中。条带状大理岩是矽卡岩白钨矿的容矿层，片岩段中主要产黑钨矿石英脉。整个北大河群W平均含量为3×10-6，高于W克拉克值约3倍。附近的野牛滩花岗闪长岩、黑云母花岗岩及斑状花岗岩W的平均含量为0.5×10-6～1.7×10-6，说明W矿矿源主要来自北大河群岩层。塔儿沟钨矿以黑钨脉型矿为主，白钨矽卡岩矿次之。
八、海相火山作用成矿规律
中国西部祁连造山带是中国主要的海相火山作用发育地区，火山作用可划分下述4大旋回，一是中元古代早期发生于柴达木—中祁连板块北部边缘的岛弧火山作用及洋岛火山作用；二是新元古代到加里东早期发生于华北古陆西南边缘的陆缘弧火山作用，随着陆缘弧与大陆分离，形成双峰式火山岩套，即宋叔和先生（1995）提出的富钠细碧－石英角斑岩系；三是加里东中期广泛发育于弧后盆地中的基性火山作用；四是加里东中晚期发生的岛弧火山作用，也形成富钠细碧角斑岩系。后3个旋回有从强到弱的演化规律。
第一火山作用旋回形成的熬油沟组火山岩，是桦树沟铁、铜、金及钡的重要物源，海底喷流作用所形成的对流热液循环系统，使得高温热流与围岩发生水－岩反应，将熬油沟组基性火山岩中的铁、铜、钡及其他组分萃取出来并随热流带入海底盆地中，形成铁、钡矿体及富铜、金层位，如桦树沟铁铜钡矿床，因此，祁连造山带中的熬油沟火山岩，是找铁、铜、金的重要地层单元。
第二火山作用旋回特点是整个祁连山以钙碱性中基性火山作用为主。它们是祁连大洋板块下插于华北古陆边缘之下所形成的产物。局部地段由于地壳较厚，毕尼奥夫带下插所形成的基性岩浆上升缓慢，使得深部地壳重熔并形成中酸性岩浆，这些岩浆首先喷出，形成石英角斑岩，尔后基性岩浆喷出，二者共同形成细碧－石英角斑岩系，在上述细碧－石英角斑岩系形成的过程中，陆缘弧也与大陆分离，导致地壳减薄，地幔上涌，出现地热异常，也形成前述的海底喷流成矿系统，如白银清水沟块状硫化物型铜矿，矿体赋于石英角斑凝灰岩中。
第三火山作用旋回主要发生于岛弧和弧后盆地，弧后盆地扩张所形成的基性火山岩具MORB性质，与塞浦路斯型块状硫化物铜矿有关，这以石居里铜矿为代表；岛弧火山岩也是寒山金矿的重要物源。
第四火山作用旋回主要发生于岛弧环境，属末期火山作用，分布局限，岛弧环境所形成的细碧－角斑岩系，往往也形成块状硫化物铜矿，与第二次火山成矿作用显著不同的是矿体赋存于细碧岩中。
从前述不难看出，加里东期与成矿作用有关的火山作用从早到晚，有双峰式→单峰式→双峰式变化的特点。成矿作用早期和晚期与双峰式火山岩套有关，形成别子型黄铁矿型铜矿、黑矿及黄矿。中期单峰火山岩多为MORB，形成塞浦路斯型块状硫化物铜矿。加里东期火山作用主要形成铜及多金属硫化物矿床。
关于岛弧裂谷成矿机制（兼论白银多金属块状硫化物矿床的形成环境）：岩浆弧根据洋壳俯冲的位置及对象的不同，可划分为洋壳型岛弧及陆缘弧，前者是洋壳俯冲洋壳之下所形成的岛弧，岛弧的基底是洋壳；后者是洋壳俯冲于陆缘之下所形成的火山－岩浆弧，也有人叫做“山弧”，这种火山岩浆弧的基底是陆缘（金性春，1984）。当然，陆缘弧并非一直就固定在陆缘，随着洋壳的俯冲作用，一般毕尼奥夫带下插深度很大，且约与地面呈45°夹角向下俯冲，洋壳俯冲到距地表约150～200km时，进入地幔。在俯冲时，两板块摩擦所发生的热使洋壳岩石首先发生部分熔融，生成岩浆（Mitchell and Rading,1971），这些岩浆往往在距深海沟中心线约100～150km处的地表喷出，形成火山岩。上述俯冲作用常使得火山弧及后侧地幔出现异常，发生对流，使得火山弧与大陆分离，形成弧后盆地，进一步有可能形成弧后（间）洋盆。这样，前述的陆缘弧就会远离大陆，而移至大洋之中，犹如现在的日本岛弧。本区白银—清水—昌马陆缘弧的形成过程与之相似。陆缘弧与大陆分离之初，上地幔上涌，导致海底喷流作用发生，这是白银、清水沟一带铜及多金属块状硫化物矿床成矿系统形成的根本动因。但有学者认为白银矿床的形成环境是裂谷，主要理由是该区存在双峰火山岩套。从我们收集的资料来看，白银地区无裂谷形成之初的裂谷类磨拉石建造，也无裂谷建造中常见的陆相红层、蒸发岩等。从区域上来看，本区火山岩并非全属双峰岩套（细碧－石英角斑岩系），双峰岩套只是很少的一部分，而华北古陆边缘大部分地段则是钙碱性中基性火山岩。另外，大量事实表明，双峰岩套并非裂谷特有，只要有张性环境，就有可能形成双峰岩套。一般认为，地球化学特征尤其是具拓扑学意义的固定不变的地球化学特征，对鉴别大地构造环境有重要意义（黄申保，1998），不活泼的TiO2就具这种性质。裂谷环境拉斑玄武岩的TiO2（wB/%）一般达2.2%，洋中脊拉斑玄武岩TiO2为1.5%，而岛弧拉斑玄武岩的较低，一般为0.83%（Condie,1982，表2-20），但本区拉斑玄武岩TiO2均小于0.96%，这与岛弧拉斑玄武岩的相近。再结合关于以中元古代甚至更早、华北古陆西南缘与柴达木古陆边缘分属于两个不同的大陆边缘方面的资料，白银—清水沟—昌马一带属陆缘弧，不可能是裂谷。最后应指出，本区陆缘弧属水下弧，形成的火山岩属海相火山岩，火山物质喷出海平面。北祁连造山带这种陆缘弧单元的识别，具有重要的找矿勘查意义。
九、阿尔金断裂与成矿
阿尔金断裂与走廊南山断裂所组成的三角区，是重要的金矿成矿区，称之为祁连山的金三角。目前已查明的大型和中型金矿床有寒山和鹰嘴山。研究查明，阿尔金断裂是一个长期活动的陆内转换断层，最早可上溯到古生代；它又是一个韧性断裂带，切割了祁连NWW-SEE向构造带。祁连造山带的各构造实体，如蛇绿岩、岛弧火山岩是金矿的重要物源，鹰嘴山金矿就与蛇绿岩基性－超基性岩有关，其硅化所形成的含金石英脉Rb-Sr等时线年龄为（483±12）Ma（宜昌所测定，1999）。可见该区金矿化作用最早发生于早奥陶世，与阿尔金断裂作用有关的石英脉Rb-Sr等时线年龄为413.5Ma（李智佩，1999）、（303±10）Ma（毛景文，1997），钾氩法年龄为213.95～244Ma（毛景文，1997），由此不难看出，本区金矿化除上述早奥陶世外，在加里东末期或华力西早期，华力西晚期及印支期均有矿化作用发生，可见矿化作用是多期次的，后3期均是阿尔金断裂活动所产生的热流体作用于矿源体，使金矿质被活化萃取、迁移，在有利部位富集成矿的。这里的成矿有利部位具体指北祁连造山带次级断裂与阿尔金走滑断裂相交的锐角部位，具体到每个矿区的矿带、矿体又都受韧性及韧脆性剪切带控制。
十、华北板块西南边缘成矿谱系
华北板块西南边缘成矿谱系见图12-2。从图中可看出：不同历史阶段不同陆缘性质决定了不同的成矿系统（组合），形成不同的矿床，华北古陆边缘在龙首山边缘裂谷期前，于中太古代形成陆核边缘海沉积Fe矿床→中元古代在龙首山裂谷将要发生时，上地幔上拱，形成底辟岩浆型Ni、Cu、Pt、Co、Au矿床  加里东早期在陆缘弧将要与大陆分离之际（此种情形可用“岛弧裂谷”来描述），形成海底热液喷流Cu、Pb、Zn、Pb、Au矿床→中期在弧后盆地形成塞浦路斯型Cu矿床→中晚期岛弧火山作用形成Cu、Fe矿床→晚期华北板块与柴达木－中祁连板块碰撞，在残余盆地沉积形成Cu矿床  后加里东期阿尔金走滑断层作用形成Au矿床。柴达木—中祁连板块中、新元古代出现弧后裂谷盆地、形成海底热液喷流Fe、BaSO3矿床  加里东中期形成洋岛型蛇绿岩Cr矿—中晚期形成与俯冲作用有关的岩浆热液W、Mo、Cu矿床以及弧后洋盆残片型Cr矿→晚期与华北古陆碰撞形成Cu矿床，后加里东期形成与阿尔金走滑断裂有关的Au矿床。上述构造与矿床演化谱系可作为成矿演化的标准相序，并可以此作为找矿勘查的指南。

图12-2　华北板块西南边缘构造与成矿谱系

4. 我国最大的高原

青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau，或Tibetan Plateau），中国最大、世界海拔最高的高原。大部在中国西南部，包括西藏自治区和青海省的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部，以及甘肃、云南的一部分。整个青藏高原还包括不丹、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，总面积250万平方公里。境内面积240万平方公里，平均海拔4000～5000米，有“世界屋脊”和“第三极”之称。是亚洲许多大河的发源地。
添加义项 
?
青藏高原 这是一个多义词，请在下列义项中选择浏览(共3个义项)：

中国西南部高原
张千一作词、作曲歌曲
米线乐团演唱版

青藏高原 - 中国西南部高原 编辑词条 修改义项名
青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau，或Tibetan Plateau），中国最大、世界海拔最高的高原。大部在中国西南部，包括西藏自治区和青海省的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部，以及甘肃、云南的一部分。整个青藏高原还包括不丹、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，总面积250万平方公里。境内面积240万平方公里，平均海拔4000～5000米，有“世界屋脊”和“第三极”之称。是亚洲许多大河的发源地。

基本信息
中文名称
青藏高原
外文名称
Qinghai-Tibet Plateau
 
所属地区
大部在中国西南
面积
240万平方公里（中国境内）


目录
1概述
2地理位置
3自然气候
4形成原因
   
5旅游景区
6旅游指南
7历史文化
8青藏铁路
   
9自然保护
10相关新闻
   

折叠编辑本段概述
青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau，或Tibetan Plateau），中国最大、世界海拔最高的高原。大部在中国西南部，包括西藏自治区和青海省[1]的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部，以及甘肃、云南的一部分。整个青藏高原还包括不丹、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，总面积250万平方公里。境内面积240万平方公里，平均海拔4000～5000米，有“世界屋脊”和“第三极”之称。是亚洲许多大河的发源地。
折叠编辑本段地理位置
折叠经纬度
74°E ~104 °E，25°N~40 °N。
位于昆仑山、祁连山、横断山脉和喜马拉雅山之间。
折叠地质结构

青藏高原位于我国第一级阶梯，高原面平均海拔4000～5000 m。从高原往北和往东地势急剧下降，往北到国境，往东到大兴安岭、太行山、伏牛山、武当山、武陵山一线等广大地区，除少数山地外，地势降到3000 m以下，一些盆地高度只有1000 m左右，为第二级阶梯。再往东地势更低，形成一些低山丘陵，除沿海山地与台湾山地一些高峰外，海拔多在1500 m以下，东部的大平原高度不到200 m，向海延伸到浅海大陆架，为第三级阶梯。这种地貌分布特征青藏高原在新生代强烈隆升有关，且每个地貌台阶的边坡常是一些新构造断裂分布位置，许多延绵千里的高大山脉的走向受断裂构造线的控制。
青藏高原外围经常发生严重地震。这个高原在印度于五千万年前开始推挤欧亚大陆时隆起，喜马拉雅山脉就是在这个强大的推力之下形成。这座山脉在不稳定的结构地形推挤下，到现在仍在往上升。每年大约上升一厘米左右。
折叠地质特点
青藏高原是地球上海拔最高、面积最大、年代最新、并仍在隆升的一个高原。它夹持于塔里木地台、中朝地台、扬子地台和印度地台之间，呈纺锤状。内部有一系列不同演化历史和不同源地的陆块、褶皱带相间排列，反映了特提斯（见特提斯地质）的复杂演化历史。统一高原的出现是新生代以来印度板块与欧亚大陆碰撞（见大陆碰撞）的结果。
基本构造格架和演化
青藏高原由北向南包括祁连－柴达木、昆仑、巴颜喀拉、羌塘－昌都、冈底斯和喜马拉雅等6个构造带，各构造带之间为蛇绿混杂岩所代表的缝合带隔开。大致以龙木错－金沙江缝合带为界，北面的祁连－柴达木，昆仑、巴颜喀拉构造带等，属于欧亚古陆南缘的构造带，在早中元古代结晶基底上，发育了早古生代优地槽，加里东运动使地槽回返，形成褶皱基底，晚古生代转化为稳定的盖层。其中石炭－二叠纪出现含煤建造，暖水动物群和华夏植物群繁盛。南面的冈底斯、喜马拉雅构造带，在中晚元古代结晶基底上整合递变，从早古生代开始发育了地台盖层，海相沉积一直延续到始新世，其中晚石炭世－早二叠世广泛发育了冈瓦纳相冰海杂砾岩和冷水型生物群，是冈瓦纳古陆北缘的微陆块。
由于这 6个构造带最新海相地层层位和作为各构造带分界的缝合带，明显地从北向南依次变新，表明青藏高原是由欧亚大陆不断向南增生，冈瓦纳古陆北缘微陆块不断解体、北移、拼贴到欧亚大陆南缘而产生的。始新世青藏高原结束了洋壳演化和洋壳向欧亚大陆俯冲（见俯冲作用）的历史。由于印度洋不断扩张，已拼合的印度板块与欧亚大陆之间发生大陆岩石圈俯冲。在俯冲带地壳缩短，分层变形、分层加厚。经历了构造抬升和均衡隆升的阶段，在晚新生代青藏高原出现。青藏高原的形成主要是中更新世以来近200万年地壳隆升的结果，并且这一隆升过程至今尚未结束。青藏高原中若干条反映不同时期洋壳的蛇绿岩带，揭示了冈瓦纳古陆不断解体，向北漂移，与欧亚古陆碰撞、拼合，欧亚古陆不断增生的历史。主要蛇绿岩带和混杂堆积带如下：
北祁连蛇绿岩带位于祁连中央隆起带北侧，沿玉门、肃南、祁连、门源一带出露了一套蛇绿岩，包括蛇纹石化橄榄岩、辉橄岩和纯橄岩；辉长岩、辉长辉绿岩；中基性海底喷发岩，主要为细碧岩、角斑岩，具枕状构造；放射虫硅质岩夹复理石砂板岩。呈北西－北西西向延伸600～700公里。带内发育有蓝闪石片岩，常出现在超镁铁岩上下盘，主要有绿帘石蓝闪片岩、石榴石蓝闪片岩和石英白云母蓝闪片岩3种组合类型，蓝闪石结晶粗大。大量生物化石证明，本带包括震旦纪晚期、寒武纪和奥陶纪早期 3期古蛇绿岩，它们的岩石组合大体相似。蛇绿岩的地球化学特征和放射虫硅质岩的存在，说明古北祁连洋盆处于洋中脊环境。
昆仑蛇绿岩带 沿西大滩－修沟－玛沁断裂带残留了华力西末期的洋壳残体。蛇绿岩已失序，西段未见重要露头，东段花石峡、玛沁、玛曲一带，发现了百余个超镁铁岩体，属蛇绿岩套。与蛇绿岩伴生的构造混杂岩和泥砾混杂岩的基质是早三叠世复理石，夹有大量二叠纪石灰岩和含煤碎屑岩等外来块体。
龙木错－金沙江缝合带 总体呈北西西向展布，东段向南偏转，近期主要表现为右行走滑断裂，有地震活动。在其西段锡金乌兰湖、大鹏湖、玛尔盖茶卡一带，发现了一套混杂堆积，在三叠纪砂板岩中，夹有大量二叠纪灰岩岩块和镁铁、超镁铁岩块；在中段胜利湖、若拉岗、狮头山一带，构造混杂堆积和蛇绿混杂堆积十分发育；东段金沙江混杂堆积带宽40公里，南北向展布，分东西两个带。西带为蛇绿混杂岩，在蛇纹岩基质中包卷了大量二叠纪放射虫硅质岩、石灰岩、细碧角斑岩岩块。东带为野复理石，中三叠统砂板岩中含有大量泥盆纪、石炭纪和二叠纪灰岩岩块。金沙江缝合带闭合于印支运动。
班公错－怒江蛇绿岩带 曾为古特提斯南域的一个深海盆，保存了一套完整的洋岛环境的蛇绿岩组合，许多地方可以看到完整的洋壳序列。包括超镁铁岩、堆晶辉长岩、粒玄岩岩墙、枕状玄武岩、球颗玄武岩和放射虫硅质岩。放射虫为三叠纪－侏罗纪生物组合。上侏罗统－下白垩统浅海相碎屑岩不整合覆盖其上，其间往往发育有超镁铁岩古风化壳。
雅鲁藏布江蛇绿岩带 沿印度河－雅鲁藏布江蛇绿岩断续出露，长达1700公里，南北宽10～50公里。多处可以看到完整的洋壳序列。包括地幔超镁铁岩、堆晶辉长岩、辉长岩、枕状拉斑玄武岩、辉绿岩席状岩墙（床）群，上覆灰绿色、紫红色放射虫硅质岩。由于板块俯冲，与蛇绿岩相伴，发育了泥砾混杂岩和蛇绿混杂岩。泥砾混杂岩常在蛇绿岩南侧，从三叠纪末到白垩纪，形成许多构造混杂岩块。晚白垩世泥砾混杂岩，其基质为杂色硅泥质类复理石，含二叠纪石灰岩、玄武岩，三叠纪砂板岩、侏罗纪砂岩、灰岩和早白垩世硅质岩岩块。蛇绿混杂岩往往在蛇绿岩带北侧，在蛇纹岩基质中混入了三叠纪砂岩、白垩纪放射虫硅质岩、辉长岩、火山岩岩块。日喀则蛇绿岩底盘发育了动力变质的角闪石石榴石片岩，其同位素年龄为0.81亿年，是蛇绿岩仰冲侵位形成的。
折叠地层
青藏高原被若干条板块缝合带分为 7个地层区。
祁连地层区 主体由中下元古界结晶片岩组成的结晶基底和由下古生界变质基性、中基性火山岩夹变质碎屑岩组成的褶皱基底构成，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。上古生界为浅海相地台型沉积盖层，二叠系为上叠内陆盆地碎屑堆积。
柴达木地层区 柴达木盆地被厚达6000～7000米的新生代碎屑岩所覆盖，前第三纪地层仅在盆地边缘零星出露。基底岩系包括中下元古界结晶片岩和下古生界巨厚的中酸性火山－沉积变质绿片岩系。在盆地东北欧龙布鲁克山发现一套从震旦系到奥陶系的浅海碳酸盐岩夹碎屑岩系，组成稳定的地台盖层，不整合在下元古界混合片麻岩上。侏罗系、白垩系为陆相碎屑岩，被分割在盆地边缘的一些中生代盆地内。
昆仑地层区 由下中元古界片岩、片麻岩、下古生界绿片岩和上古生界－中生界沉积盖层组成。沿布尔汉布达山出露的一套厚度巨大的变质中酸性火山岩－碎屑岩系，达绿片岩相，紧密褶皱，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。石炭系－三叠系为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩系，化石丰富。
巴颜喀拉地层区 在东昆仑－西秦岭以南，龙门山以西与金沙江之间，以广泛出露三叠系复理石砂板岩为特征，岩性单调，厚度巨大，化石稀少，组成紧密的线型褶皱。古生界及前寒武系仅在其边缘和大断裂带内零星出露。本区可进一步分为 3个地层分区：①阿尼马卿地层分区。以中、下三叠统复理石砂板岩为主，夹二叠系碳酸盐岩、中基性火山岩外来块体，组成混杂堆积带。②巴颜喀拉地层分区。巴颜喀拉地层区主体，广泛分布三叠系复理砂板岩，局部夹薄层泥灰岩。东部边缘出露有前震旦纪结晶岩，震旦系－古生代为浅海相沉积盖层。侏罗系、白垩系和老第三系为山间磨拉石。③义敦－中甸地层分区。位于巴颜喀拉地层区西南边缘的金沙江东侧，沿金沙江有古生界出露，呈外来岩块，夹持在蛇绿混杂堆积和中三叠统野复理式碎屑岩中，形成混杂堆积带。
羌塘－昌都地层区 介于龙木错－金沙江缝合带与班公错－怒江缝合带之间的广大地区。前寒武系仅在喀喇昆仑和昌都地区零星出露，为结晶片岩。下古生界浅变质岩系，羌塘地区叫阿木刚群，昌都地区叫青泥洞组。上古生界在唐古拉地区为浅海－海陆交互相碳酸盐岩、含煤碎屑岩、含Schwagerina sp.,Fusulina sp.,Brac-hiophods等暖水型动物群和以 Gigantopteris为代表的华夏植物群，在青海省称为乌丽煤系和开心岭煤系。在羌塘以西日土地区，石炭－二叠系为冈瓦纳相冰水型杂砾岩，以Eurydesma为代表的冷水型动物群繁盛，称为霍尔巴错岩系。三叠系以上统为主，为陆源碎屑岩、碳酸盐岩。诺利－里阿斯为含煤建造，唐古拉区叫土门坎拉群，昌都地区叫巴贡煤系。侏罗系为浅海－滨海－障壁海红色碎屑岩夹碳酸盐岩，含巨厚的膏盐建造。在唐古拉、昌都等几个陆缘盆地厚达5000米。白垩系、第三系为红色山间磨拉石。
冈底斯地层区 介于班公错－怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间的广大地区，中上元古界结晶岩系零星出露，叫念青唐古拉群和南迦巴瓦群。采自羊八井的眼球状片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。奥陶系－白垩系为浅海台地相碳酸盐岩和碎屑岩。奥陶－志留系为生物灰岩、白云岩、瘤状灰岩、笔石页岩，厚仅数百米，化石丰富，其沉积建造、生物组合与喜马拉雅地区所见十分相似。上石炭－下二叠统为冈瓦纳相冰海杂砾岩，常见的冷水型生物有双壳类 Eurydesma动物群和腕足类Ambi-kell a-Anidanthus fusuformis动物群，以及冷水型珊瑚 Amplexocarnia-Cyathaxonia组合。三叠系为浅变质复理石砂板岩，底部夹基性火山熔岩，出露在本区南、北边缘。侏罗－白垩系为浅海台地碎屑岩夹碳酸盐岩，化石丰富，以菊石和有孔虫为主。上白垩统－渐新统为红色山间磨拉石，沿冈底斯山间盆地堆积了巨厚的中酸性－酸性火山熔岩及凝灰岩。
喜马拉雅地层区 中上元古界结晶片岩沿高喜马拉雅出露，称珠穆朗玛群和聂拉木群。采自亚里的黑云斜长片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。寒武系－始新统为连续沉积的地台盖层。其中上泥盆统为陆相碎屑岩。上石炭统－下二叠统为冈瓦纳相冰水沉积杂砾岩，含冷水型动物群（Eurydesma,Stenacisma,Neospirifer,Iylvolasma等）及舌羊齿（Glossopteris）植物群。在本区北部，沿康马－拉轨岗日一线，分布着上古生界结晶片岩，围绕一系列花岗岩穹隆出露。三叠系为浅变质复理石砂板岩，厚度巨大，可能是印度板块北缘陆基部位的沉积。
岩浆活动
青藏高原的地质历史中岩浆活动频繁，随着板块构造的演化，形成一系列构造岩浆带。祁连构造岩浆带 除早古生代有巨厚中基性火山喷溢外，沿中祁连隆起带还发育了两条花岗岩带，以花岗岩、片麻状花岗岩、花岗闪长岩为主，形成巨大岩基。根据侵位关系和同位素年龄，可分为 4期。以加里东期（5.14～4.02亿年）为主，有元古宙中酸性小岩株零星出露，华力西期和燕山期中酸性岩主要在南祁连山。多为同熔性花岗岩，少数为改造型花岗岩。
柴达木构造岩浆带 岩浆活动主要见于盆地边缘，下古生代堆积了巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩，成为褶皱基底的主体。侏罗纪在个别盆地内有陆相安山岩喷溢。中酸性侵入岩零星分布，以华力西期（3.28～2.68亿年）为主，其次为燕山期。加里东期侵入岩仅有少量闪长岩类小岩株在盆地北缘出露。
布尔汉布达构造岩浆带 除下古生代巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩组成浅变质的纳赤台群主体外，沿布尔汉布达山还有一条南北宽 50～100公里，东西延长1300公里的花岗岩带，以花岗岩和花岗闪长岩为主。可分为4期，以华力西期（2.73亿年）为主，形成大岩基。有少量印支期、燕山期和加里东期（3.94～3.98亿年）的小岩株。华力西期花岗岩是晚古生代中期柴达木板块向南俯冲，洋壳消减，在岛弧区形成的同熔性花岗岩，少量为改造型花岗岩。
巴颜喀拉构造岩浆带 火山和中酸性深成活动都很微弱，仅有少量印支期和燕山期后造山期改造型小岩株沿断裂带出露。
金沙江构造岩浆带 有两条花岗岩带与金沙江蛇绿混杂岩及三叠纪巴塘群中基性火山岩带相伴。西带从江达，过德钦向南，长数百公里，多侵入于古生界，被三叠系不整合覆盖。主要为石英闪长岩和花岗闪长岩，具同熔型特征。东带沿雀儿山向南到义敦，以黑云母花岗岩和二长花岗岩为主，形成于印支期，具改造型特征。
唐古拉构造岩浆带 与班公错－怒江蛇绿岩带相伴，在其南侧以花岗闪长岩、黑云母花岗岩为主，形成岩基；在其北侧，以黑云母二长花岗岩为主，呈小岩株，侵入于侏罗系中。
冈底斯构造岩浆带 由钙碱性中酸性－酸性侵入杂岩组成巨大岩基，南北宽50～100公里，沿冈底斯山东西绵延千余公里，向西与拉达克花岗岩相连。形成于距今1.1～0.4亿年，以黑云母花岗岩为主，早期有辉石闪长岩、石英闪长岩。与之相伴，早第三纪发育了一系列火山盆地，堆积了巨厚的中酸性－酸性－偏碱性火山熔岩及其凝灰岩，有几个喷发旋回。在一些火山盆地中保存了较完好的火山机构。
拉格岗日构造岩浆带 沿喜马拉雅低分水岭，东起康马，向西经拉格岗日，至马拉山，展布着一个穹隆带。穹隆核部为花岗岩，翼部为上古生界、中生界变质地层。由片麻状二云母花岗岩和二云母石英二长岩组成，以康马岩体为典型。岩体为片麻状白云母花岗岩，顶部有侵蚀凹槽和花岗质砾岩，其上为石炭-二叠纪黑云母石榴石片岩，片岩与花岗岩二者片麻理完全一致。康马岩体是西藏花岗岩唯一达到锶均一的岩体，初始值Sri=0.7140±0.001，全岩Rb-Sr法等时线年龄为4.84、4.86亿年，反映了岩浆形成的时代；黑云母K-Ar法和V-Pb法年龄为2.66亿年，可能代表岩体与围岩遭受区域变质作用的时期；黑云母K-Ar法年龄0.1～0.2亿年，记载了康马岩体同喜马拉雅其他地质体遭受的最后一次热事件。这与喜马拉雅南坡、距主边界断裂不远处尼泊尔的马拉斯鲁岩体十分相似。后者是一组堇青石花岗岩，Rb-Sr法等时线年龄为4.66～5.11亿年。古生代岩浆活动为冈瓦纳古陆内陆壳中发育的改造型花岗岩。
喜马拉雅构造岩浆带 高喜马拉雅有许多浅色花岗岩，呈岩株、岩枝和岩脉沿构造软弱带侵入。以电气石白云母花岗岩、电气石二云母花岗岩为主，形成于距今0.2～0.1亿年，为典型的改造型花岗岩。
地球物理场与地壳结构
在1°×1°布格重力异常图和卫星磁异常图上，青藏高原表现为一个外形呈纺锤状的封闭负异常区，夹持在塔里木地台、扬子地台和印度地台的正异常区之间，形成一个不对称的“重力盆地”。异常边缘陡峭，内部平坦，与地质构造格局和地形轮廓基本一致。航磁异常、布格重力异常等值线和均衡重力异常等值线，主要有两个延展方向：高原中西部近东西向，高原东部呈南北向。地壳厚度与地壳结构在南北方向上的变化大于东西方向。这些特征表明高原地壳深部构造与地壳表层构造一致。高原内部浅源地震断层面解和高原中源地震断层面解，揭示出高原的现今应力场，其主压应力轴多近南北向或北北东向，高原东部边缘近东西向。这说明高原岩石圈存在一个以近南北向水平压应力为主，及与之成正交的张应力为辅的近代构造应力场。高原中西部一系列近东走向的逆冲断裂带、推覆构造带等压性构造和走滑压剪性构造，都是在这种构造应力场的背景下形成的。
青藏高原地壳、上地幔介质在纵向与横向上均呈现出明显的不均一。岩石圈存在着清楚的块－层结构：纵向分层，横向分块。岩石圈厚度约140～170公里，地壳平均厚度70公里左右。地壳厚度在东西方向上较均匀，变化不大，而南北方向上变化较大，在几个主要断裂带上，莫霍面均发生错断。例如，雅鲁藏布江断裂带北侧，莫霍面比南侧抬升了8公里。同周围的地块相比，青藏高原地壳厚度要大一倍。爆炸地震和磁大地电流测深，揭示了高原地壳内部存在两个低速低阻层，它们是地壳内部物质对流、地壳加厚的滑移带和浅源地震的发震带。
折叠编辑本段自然气候
由于其高度，青藏高原的空气比较干燥，稀薄，太阳辐射比较强，气温比较低。由于其地形的复杂和多变，青藏高原上气候本身也随地区的不同而变化很大。总的来说高原上降雨比较少。
青藏高原本身也是影响地球气候的一个重要因素。古生物学和地质学的考察表面，青藏高原的隆起使全球的气候发生了巨大的变化。作为一个高大的阻风屏，它有效地将北方大陆的寒冷空气阻挡住了，使它们不能进入南亚。同时喜马拉雅山脉阻挡了南方温暖潮湿的空气北进，是造成南亚雨季的一个重要因素。
青藏高原，被喻为“世界屋脊”，一向以其独特的人文和自然景观闻名于世，是科学探险、考察和生态旅游的胜地。而位于青藏高原地区形形色色的自然保护区，又是世界屋脊上生态环境最奇特、生物资源最丰富的自然资源宝库，具有极高的科学价值。[2][2]
青藏高原地域辽阔，面积240万平方公里，占中国国土总面积的1/4。青藏高原自然保护区的一大特色是面积大。位于西藏北部高寒地区羌塘自然保护区，面积达24.7万平方公里，不仅冠居中国和亚洲，在全世界也是数一数二的特大面积自然保护区。此外，西藏申扎、珠峰等保护区的面积也达到了3至4万平方公里。这对于内地的自然保护区来说，是无法与之相比的。在漫长的地质发育与自然演替过程中，青藏高原不仅形成了与世了迥异的高寒草原与草甸生态系统，还兼有沙漠、湿地及多种森林类型自然生态系统。在这特殊的地理环境中保有许多蔚为奇观的地质遗迹和绚丽多姿的自然景观，蕴育了极其丰富的野生动植物资源。因此，青藏高原的自然保护区的类型也极为丰富多彩。
在青藏高原，人们既可以看到以保护高原特有的综合性自然生态系统为目的的保护区，如拥有高山寒漠、草原与森林等山地垂直带的珠穆朗玛峰保护区；也可以见到以保护某一特殊植被类型或珍稀物种为目 的的保护区，如以保护热带季雨林为主的墨脱保护区和专为保护林芝巴吉的古老巨柏林而设置的保护点。
青藏高原特殊的生态环境中生存着一些极具特色的珍稀野生动物，而专为保护这些“国宝”建立的保护区，更为全球野生动物保护组织和动物学家所瞩目。如为保护大熊猫为主的川西卧龙保护区就位于青藏高原东缘的横断山区，还有藏东类乌齐马鹿自然保护区和昌都芒康滇金丝猴保护区等。
青藏高原地区自然风光奇丽，具有许多特有的地质地貌类型，为保护这些自然遗迹而建立的保护区，对于一般旅游者来说，更显得魅力无穷。其中最为著名的是以保护自然风景为主的四川南坪九寨沟保护区。此外，距九寨沟不远的松潘黄龙石灰泉钙华地貌保护区、贡嘎山海螺沟冰川森林公园、青海卓尼莲花山保护区和云南中甸碧塔海保护区等，也各具特色，具有很高的观赏价值。
青藏高原的自然保护区丰富多彩，涵盖着深邃的科学内容。在全球最高、自然环境最为独特多样的区域内所建立的各类保护区，几乎包括了我国境内所有的主要陆地生态系统，尤其高原特有的高寒草地、荒漠及湖泊湿地等生态系统与有关的珍稀野生动植物及奇异的自然景观相结合而放射出的异彩，为世界罕见。它们不仅为人类提供了高原自然界的原始“本底”，保存了许多珍稀濒危动植物，而且也为开展有关青藏高原的地学、生物学等学科的研究，提供了理想的基地和天然实验室。

5. 青藏高原是怎么形成的？

6. 青藏高原的航空出现了什么困难

　　添加义项
　　?
　　青藏高原 这是一个多义词，请在下列义项中选择浏览(共3个义项)：

　　中国西南部高原
　　张千一作词、作曲歌曲
　　米线乐团演唱版

　　青藏高原 - 中国西南部高原 编辑词条
　　青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau，或Tibetan Plateau），中国最大、世界海拔最高的高原。大部在中国西南部，包括西藏自治区和青海省的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部，以及甘肃、云南的一部分。整个青藏高原还包括不丹、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，总面积250万平方公里。境内面积240万平方公里，平均海拔4000～5000米，有“世界屋脊”和“第三极”之称。是亚洲许多大河的发源地。
　　基本信息
　　中文名称
　　青藏高原
　　外文名称
　　Qinghai-Tibet Plateau
　　
　　所属地区
　　大部在中国西南
　　面积
　　240万平方公里（中国境内）

　　目录
　　1概述
　　2地理位置
　　3自然气候
　　4形成原因
　　
　　5旅游景区
　　6旅游指南
　　7历史文化
　　8青藏铁路
　　
　　9自然保护
　　10相关新闻
　　

　　折叠编辑本段概述
　　青藏高原（Qinghai-Tibet Plateau，或Tibetan Plateau），中国最大、世界海拔最高的高原。大部在中国西南部，包括西藏自治区和青海省[1]的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部，以及甘肃、云南的一部分。整个青藏高原还包括不丹、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，总面积250万平方公里。境内面积240万平方公里，平均海拔4000～5000米，有“世界屋脊”和“第三极”之称。是亚洲许多大河的发源地。
　　折叠编辑本段地理位置
　　折叠经纬度
　　74°E ~104 °E，25°N~40 °N。
　　位于昆仑山、祁连山、横断山脉和喜马拉雅山之间。
　　折叠地质结构

　　青藏高原位于我国第一级阶梯，高原面平均海拔4000～5000 m。从高原往北和往东地势急剧下降，往北到国境，往东到大兴安岭、太行山、伏牛山、武当山、武陵山一线等广大地区，除少数山地外，地势降到3000 m以下，一些盆地高度只有1000 m左右，为第二级阶梯。再往东地势更低，形成一些低山丘陵，除沿海山地与台湾山地一些高峰外，海拔多在1500 m以下，东部的大平原高度不到200 m，向海延伸到浅海大陆架，为第三级阶梯。这种地貌分布特征青藏高原在新生代强烈隆升有关，且每个地貌台阶的边坡常是一些新构造断裂分布位置，许多延绵千里的高大山脉的走向受断裂构造线的控制。
　　青藏高原外围经常发生严重地震。这个高原在印度于五千万年前开始推挤欧亚大陆时隆起，喜马拉雅山脉就是在这个强大的推力之下形成。这座山脉在不稳定的结构地形推挤下，到现在仍在往上升。每年大约上升一厘米左右。
　　折叠地质特点
　　青藏高原是地球上海拔最高、面积最大、年代最新、并仍在隆升的一个高原。它夹持于塔里木地台、中朝地台、扬子地台和印度地台之间，呈纺锤状。内部有一系列不同演化历史和不同源地的陆块、褶皱带相间排列，反映了特提斯（见特提斯地质）的复杂演化历史。统一高原的出现是新生代以来印度板块与欧亚大陆碰撞（见大陆碰撞）的结果。
　　基本构造格架和演化
　　青藏高原由北向南包括祁连－柴达木、昆仑、巴颜喀拉、羌塘－昌都、冈底斯和喜马拉雅等6个构造带，各构造带之间为蛇绿混杂岩所代表的缝合带隔开。大致以龙木错－金沙江缝合带为界，北面的祁连－柴达木，昆仑、巴颜喀拉构造带等，属于欧亚古陆南缘的构造带，在早中元古代结晶基底上，发育了早古生代优地槽，加里东运动使地槽回返，形成褶皱基底，晚古生代转化为稳定的盖层。其中石炭－二叠纪出现含煤建造，暖水动物群和华夏植物群繁盛。南面的冈底斯、喜马拉雅构造带，在中晚元古代结晶基底上整合递变，从早古生代开始发育了地台盖层，海相沉积一直延续到始新世，其中晚石炭世－早二叠世广泛发育了冈瓦纳相冰海杂砾岩和冷水型生物群，是冈瓦纳古陆北缘的微陆块。
　　由于这 6个构造带最新海相地层层位和作为各构造带分界的缝合带，明显地从北向南依次变新，表明青藏高原是由欧亚大陆不断向南增生，冈瓦纳古陆北缘微陆块不断解体、北移、拼贴到欧亚大陆南缘而产生的。始新世青藏高原结束了洋壳演化和洋壳向欧亚大陆俯冲（见俯冲作用）的历史。由于印度洋不断扩张，已拼合的印度板块与欧亚大陆之间发生大陆岩石圈俯冲。在俯冲带地壳缩短，分层变形、分层加厚。经历了构造抬升和均衡隆升的阶段，在晚新生代青藏高原出现。青藏高原的形成主要是中更新世以来近200万年地壳隆升的结果，并且这一隆升过程至今尚未结束。青藏高原中若干条反映不同时期洋壳的蛇绿岩带，揭示了冈瓦纳古陆不断解体，向北漂移，与欧亚古陆碰撞、拼合，欧亚古陆不断增生的历史。主要蛇绿岩带和混杂堆积带如下：
　　北祁连蛇绿岩带位于祁连中央隆起带北侧，沿玉门、肃南、祁连、门源一带出露了一套蛇绿岩，包括蛇纹石化橄榄岩、辉橄岩和纯橄岩；辉长岩、辉长辉绿岩；中基性海底喷发岩，主要为细碧岩、角斑岩，具枕状构造；放射虫硅质岩夹复理石砂板岩。呈北西－北西西向延伸600～700公里。带内发育有蓝闪石片岩，常出现在超镁铁岩上下盘，主要有绿帘石蓝闪片岩、石榴石蓝闪片岩和石英白云母蓝闪片岩3种组合类型，蓝闪石结晶粗大。大量生物化石证明，本带包括震旦纪晚期、寒武纪和奥陶纪早期 3期古蛇绿岩，它们的岩石组合大体相似。蛇绿岩的地球化学特征和放射虫硅质岩的存在，说明古北祁连洋盆处于洋中脊环境。
　　昆仑蛇绿岩带 沿西大滩－修沟－玛沁断裂带残留了华力西末期的洋壳残体。蛇绿岩已失序，西段未见重要露头，东段花石峡、玛沁、玛曲一带，发现了百余个超镁铁岩体，属蛇绿岩套。与蛇绿岩伴生的构造混杂岩和泥砾混杂岩的基质是早三叠世复理石，夹有大量二叠纪石灰岩和含煤碎屑岩等外来块体。
　　龙木错－金沙江缝合带 总体呈北西西向展布，东段向南偏转，近期主要表现为右行走滑断裂，有地震活动。在其西段锡金乌兰湖、大鹏湖、玛尔盖茶卡一带，发现了一套混杂堆积，在三叠纪砂板岩中，夹有大量二叠纪灰岩岩块和镁铁、超镁铁岩块；在中段胜利湖、若拉岗、狮头山一带，构造混杂堆积和蛇绿混杂堆积十分发育；东段金沙江混杂堆积带宽40公里，南北向展布，分东西两个带。西带为蛇绿混杂岩，在蛇纹岩基质中包卷了大量二叠纪放射虫硅质岩、石灰岩、细碧角斑岩岩块。东带为野复理石，中三叠统砂板岩中含有大量泥盆纪、石炭纪和二叠纪灰岩岩块。金沙江缝合带闭合于印支运动。
　　班公错－怒江蛇绿岩带 曾为古特提斯南域的一个深海盆，保存了一套完整的洋岛环境的蛇绿岩组合，许多地方可以看到完整的洋壳序列。包括超镁铁岩、堆晶辉长岩、粒玄岩岩墙、枕状玄武岩、球颗玄武岩和放射虫硅质岩。放射虫为三叠纪－侏罗纪生物组合。上侏罗统－下白垩统浅海相碎屑岩不整合覆盖其上，其间往往发育有超镁铁岩古风化壳。
　　雅鲁藏布江蛇绿岩带 沿印度河－雅鲁藏布江蛇绿岩断续出露，长达1700公里，南北宽10～50公里。多处可以看到完整的洋壳序列。包括地幔超镁铁岩、堆晶辉长岩、辉长岩、枕状拉斑玄武岩、辉绿岩席状岩墙（床）群，上覆灰绿色、紫红色放射虫硅质岩。由于板块俯冲，与蛇绿岩相伴，发育了泥砾混杂岩和蛇绿混杂岩。泥砾混杂岩常在蛇绿岩南侧，从三叠纪末到白垩纪，形成许多构造混杂岩块。晚白垩世泥砾混杂岩，其基质为杂色硅泥质类复理石，含二叠纪石灰岩、玄武岩，三叠纪砂板岩、侏罗纪砂岩、灰岩和早白垩世硅质岩岩块。蛇绿混杂岩往往在蛇绿岩带北侧，在蛇纹岩基质中混入了三叠纪砂岩、白垩纪放射虫硅质岩、辉长岩、火山岩岩块。日喀则蛇绿岩底盘发育了动力变质的角闪石石榴石片岩，其同位素年龄为0.81亿年，是蛇绿岩仰冲侵位形成的。
　　折叠地层
　　青藏高原被若干条板块缝合带分为 7个地层区。
　　祁连地层区 主体由中下元古界结晶片岩组成的结晶基底和由下古生界变质基性、中基性火山岩夹变质碎屑岩组成的褶皱基底构成，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。上古生界为浅海相地台型沉积盖层，二叠系为上叠内陆盆地碎屑堆积。
　　柴达木地层区 柴达木盆地被厚达6000～7000米的新生代碎屑岩所覆盖，前第三纪地层仅在盆地边缘零星出露。基底岩系包括中下元古界结晶片岩和下古生界巨厚的中酸性火山－沉积变质绿片岩系。在盆地东北欧龙布鲁克山发现一套从震旦系到奥陶系的浅海碳酸盐岩夹碎屑岩系，组成稳定的地台盖层，不整合在下元古界混合片麻岩上。侏罗系、白垩系为陆相碎屑岩，被分割在盆地边缘的一些中生代盆地内。
　　昆仑地层区 由下中元古界片岩、片麻岩、下古生界绿片岩和上古生界－中生界沉积盖层组成。沿布尔汉布达山出露的一套厚度巨大的变质中酸性火山岩－碎屑岩系，达绿片岩相，紧密褶皱，上泥盆统红色磨拉石不整合其上。石炭系－三叠系为浅海相碳酸盐岩、碎屑岩系，化石丰富。
　　巴颜喀拉地层区 在东昆仑－西秦岭以南，龙门山以西与金沙江之间，以广泛出露三叠系复理石砂板岩为特征，岩性单调，厚度巨大，化石稀少，组成紧密的线型褶皱。古生界及前寒武系仅在其边缘和大断裂带内零星出露。本区可进一步分为 3个地层分区：①阿尼马卿地层分区。以中、下三叠统复理石砂板岩为主，夹二叠系碳酸盐岩、中基性火山岩外来块体，组成混杂堆积带。②巴颜喀拉地层分区。巴颜喀拉地层区主体，广泛分布三叠系复理砂板岩，局部夹薄层泥灰岩。东部边缘出露有前震旦纪结晶岩，震旦系－古生代为浅海相沉积盖层。侏罗系、白垩系和老第三系为山间磨拉石。③义敦－中甸地层分区。位于巴颜喀拉地层区西南边缘的金沙江东侧，沿金沙江有古生界出露，呈外来岩块，夹持在蛇绿混杂堆积和中三叠统野复理式碎屑岩中，形成混杂堆积带。
　　羌塘－昌都地层区 介于龙木错－金沙江缝合带与班公错－怒江缝合带之间的广大地区。前寒武系仅在喀喇昆仑和昌都地区零星出露，为结晶片岩。下古生界浅变质岩系，羌塘地区叫阿木刚群，昌都地区叫青泥洞组。上古生界在唐古拉地区为浅海－海陆交互相碳酸盐岩、含煤碎屑岩、含Schwagerina sp.,Fusulina sp.,Brac-hiophods等暖水型动物群和以 Gigantopteris为代表的华夏植物群，在青海省称为乌丽煤系和开心岭煤系。在羌塘以西日土地区，石炭－二叠系为冈瓦纳相冰水型杂砾岩，以Eurydesma为代表的冷水型动物群繁盛，称为霍尔巴错岩系。三叠系以上统为主，为陆源碎屑岩、碳酸盐岩。诺利－里阿斯为含煤建造，唐古拉区叫土门坎拉群，昌都地区叫巴贡煤系。侏罗系为浅海－滨海－障壁海红色碎屑岩夹碳酸盐岩，含巨厚的膏盐建造。在唐古拉、昌都等几个陆缘盆地厚达5000米。白垩系、第三系为红色山间磨拉石。
　　冈底斯地层区 介于班公错－怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间的广大地区，中上元古界结晶岩系零星出露，叫念青唐古拉群和南迦巴瓦群。采自羊八井的眼球状片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。奥陶系－白垩系为浅海台地相碳酸盐岩和碎屑岩。奥陶－志留系为生物灰岩、白云岩、瘤状灰岩、笔石页岩，厚仅数百米，化石丰富，其沉积建造、生物组合与喜马拉雅地区所见十分相似。上石炭－下二叠统为冈瓦纳相冰海杂砾岩，常见的冷水型生物有双壳类 Eurydesma动物群和腕足类Ambi-kell a-Anidanthus fusuformis动物群，以及冷水型珊瑚 Amplexocarnia-Cyathaxonia组合。三叠系为浅变质复理石砂板岩，底部夹基性火山熔岩，出露在本区南、北边缘。侏罗－白垩系为浅海台地碎屑岩夹碳酸盐岩，化石丰富，以菊石和有孔虫为主。上白垩统－渐新统为红色山间磨拉石，沿冈底斯山间盆地堆积了巨厚的中酸性－酸性火山熔岩及凝灰岩。
　　喜马拉雅地层区 中上元古界结晶片岩沿高喜马拉雅出露，称珠穆朗玛群和聂拉木群。采自亚里的黑云斜长片麻岩锆石铀铅等时线年龄为12.5亿年。寒武系－始新统为连续沉积的地台盖层。其中上泥盆统为陆相碎屑岩。上石炭统－下二叠统为冈瓦纳相冰水沉积杂砾岩，含冷水型动物群（Eurydesma,Stenacisma,Neospirifer,Iylvolasma等）及舌羊齿（Glossopteris）植物群。在本区北部，沿康马－拉轨岗日一线，分布着上古生界结晶片岩，围绕一系列花岗岩穹隆出露。三叠系为浅变质复理石砂板岩，厚度巨大，可能是印度板块北缘陆基部位的沉积。
　　岩浆活动
　　青藏高原的地质历史中岩浆活动频繁，随着板块构造的演化，形成一系列构造岩浆带。祁连构造岩浆带 除早古生代有巨厚中基性火山喷溢外，沿中祁连隆起带还发育了两条花岗岩带，以花岗岩、片麻状花岗岩、花岗闪长岩为主，形成巨大岩基。根据侵位关系和同位素年龄，可分为 4期。以加里东期（5.14～4.02亿年）为主，有元古宙中酸性小岩株零星出露，华力西期和燕山期中酸性岩主要在南祁连山。多为同熔性花岗岩，少数为改造型花岗岩。
　　柴达木构造岩浆带 岩浆活动主要见于盆地边缘，下古生代堆积了巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩，成为褶皱基底的主体。侏罗纪在个别盆地内有陆相安山岩喷溢。中酸性侵入岩零星分布，以华力西期（3.28～2.68亿年）为主，其次为燕山期。加里东期侵入岩仅有少量闪长岩类小岩株在盆地北缘出露。
　　布尔汉布达构造岩浆带 除下古生代巨厚的中酸性熔岩及其凝灰岩组成浅变质的纳赤台群主体外，沿布尔汉布达山还有一条南北宽 50～100公里，东西延长1300公里的花岗岩带，以花岗岩和花岗闪长岩为主。可分为4期，以华力西期（2.73亿年）为主，形成大岩基。有少量印支期、燕山期和加里东期（3.94～3.98亿年）的小岩株。华力西期花岗岩是晚古生代中期柴达木板块向南俯冲，洋壳消减，在岛弧区形成的同熔性花岗岩，少量为改造型花岗岩。
　　巴颜喀拉构造岩浆带 火山和中酸性深成活动都很微弱，仅有少量印支期和燕山期后造山期改造型小岩株沿断裂带出露。
　　金沙江构造岩浆带 有两条花岗岩带与金沙江蛇绿混杂岩及三叠纪巴塘群中基性火山岩带相伴。西带从江达，过德钦向南，长数百公里，多侵入于古生界，被三叠系不整合覆盖。主要为石英闪长岩和花岗闪长岩，具同熔型特征。东带沿雀儿山向南到义敦，以黑云母花岗岩和二长花岗岩为主，形成于印支期，具改造型特征。
　　唐古拉构造岩浆带 与班公错－怒江蛇绿岩带相伴，在其南侧以花岗闪长岩、黑云母花岗岩为主，形成岩基；在其北侧，以黑云母二长花岗岩为主，呈小岩株，侵入于侏罗系中。
　　冈底斯构造岩浆带 由钙碱性中酸性－酸性侵入杂岩组成巨大岩基，南北宽50～100公里，沿冈底斯山东西绵延千余公里，向西与拉达克花岗岩相连。形成于距今1.1～0.4亿年，以黑云母花岗岩为主，早期有辉石闪长岩、石英闪长岩。与之相伴，早第三纪发育了一系列火山盆地，堆积了巨厚的中酸性－酸性－偏碱性火山熔岩及其凝灰岩，有几个喷发旋回。在一些火山盆地中保存了较完好的火山机构。
　　拉格岗日构造岩浆带 沿喜马拉雅低分水岭，东起康马，向西经拉格岗日，至马拉山，展布着一个穹隆带。穹隆核部为花岗岩，翼部为上古生界、中生界变质地层。由片麻状二云母花岗岩和二云母石英二长岩组成，以康马岩体为典型。岩体为片麻状白云母花岗岩，顶部有侵蚀凹槽和花岗质砾岩，其上为石炭-二叠纪黑云母石榴石片岩，片岩与花岗岩二者片麻理完全一致。康马岩体是西藏花岗岩唯一达到锶均一的岩体，初始值Sri=0.7140±0.001，全岩Rb-Sr法等时线年龄为4.84、4.86亿年，反映了岩浆形成的时代；黑云母K-Ar法和V-Pb法年龄为2.66亿年，可能代表岩体与围岩遭受区域变质作用的时期；黑云母K-Ar法年龄0.1～0.2亿年，记载了康马岩体同喜马拉雅其他地质体遭受的最后一次热事件。这与喜马拉雅南坡、距主边界断裂不远处尼泊尔的马拉斯鲁岩体十分相似。后者是一组堇青石花岗岩，Rb-Sr法等时线年龄为4.66～5.11亿年。古生代岩浆活动为冈瓦纳古陆内陆壳中发育的改造型花岗岩。
　　喜马拉雅构造岩浆带 高喜马拉雅有许多浅色花岗岩，呈岩株、岩枝和岩脉沿构造软弱带侵入。以电气石白云母花岗岩、电气石二云母花岗岩为主，形成于距今0.2～0.1亿年，为典型的改造型花岗岩。
　　地球物理场与地壳结构
　　在1°×1°布格重力异常图和卫星磁异常图上，青藏高原表现为一个外形呈纺锤状的封闭负异常区，夹持在塔里木地台、扬子地台和印度地台的正异常区之间，形成一个不对称的“重力盆地”。异常边缘陡峭，内部平坦，与地质构造格局和地形轮廓基本一致。航磁异常、布格重力异常等值线和均衡重力异常等值线，主要有两个延展方向：高原中西部近东西向，高原东部呈南北向。地壳厚度与地壳结构在南北方向上的变化大于东西方向。这些特征表明高原地壳深部构造与地壳表层构造一致。高原内部浅源地震断层面解和高原中源地震断层面解，揭示出高原的现今应力场，其主压应力轴多近南北向或北北东向，高原东部边缘近东西向。这说明高原岩石圈存在一个以近南北向水平压应力为主，及与之成正交的张应力为辅的近代构造应力场。高原中西部一系列近东走向的逆冲断裂带、推覆构造带等压性构造和走滑压剪性构造，都是在这种构造应力场的背景下形成的。
　　青藏高原地壳、上地幔介质在纵向与横向上均呈现出明显的不均一。岩石圈存在着清楚的块－层结构：纵向分层，横向分块。岩石圈厚度约140～170公里，地壳平均厚度70公里左右。地壳厚度在东西方向上较均匀，变化不大，而南北方向上变化较大，在几个主要断裂带上，莫霍面均发生错断。例如，雅鲁藏布江断裂带北侧，莫霍面比南侧抬升了8公里。同周围的地块相比，青藏高原地壳厚度要大一倍。爆炸地震和磁大地电流测深，揭示了高原地壳内部存在两个低速低阻层，它们是地壳内部物质对流、地壳加厚的滑移带和浅源地震的发震带。
　　折叠编辑本段自然气候
　　由于其高度，青藏高原的空气比较干燥，稀薄，太阳辐射比较强，气温比较低。由于其地形的复杂和多变，青藏高原上气候本身也随地区的不同而变化很大。总的来说高原上降雨比较少。
　　青藏高原本身也是影响地球气候的一个重要因素。古生物学和地质学的考察表面，青藏高原的隆起使全球的气候发生了巨大的变化。作为一个高大的阻风屏，它有效地将北方大陆的寒冷空气阻挡住了，使它们不能进入南亚。同时喜马拉雅山脉阻挡了南方温暖潮湿的空气北进，是造成南亚雨季的一个重要因素。
　　青藏高原，被喻为“世界屋脊”，一向以其独特的人文和自然景观闻名于世，是科学探险、考察和生态旅游的胜地。而位于青藏高原地区形形色色的自然保护区，又是世界屋脊上生态环境最奇特、生物资源最丰富的自然资源宝库，具有极高的科学价值。[2][2]
　　青藏高原地域辽阔，面积240万平方公里，占中国国土总面积的1/4。青藏高原自然保护区的一大特色是面积大。位于西藏北部高寒地区羌塘自然保护区，面积达24.7万平方公里，不仅冠居中国和亚洲，在全世界也是数一数二的特大面积自然保护区。此外，西藏申扎、珠峰等保护区的面积也达到了3至4万平方公里。这对于内地的自然保护区来说，是无法与之相比的。在漫长的地质发育与自然演替过程中，青藏高原不仅形成了与世了迥异的高寒草原与草甸生态系统，还兼有沙漠、湿地及多种森林类型自然生态系统。在这特殊的地理环境中保有许多蔚为奇观的地质遗迹和绚丽多姿的自然景观，蕴育了极其丰富的野生动植物资源。因此，青藏高原的自然保护区的类型也极为丰富多彩。
　　在青藏高原，人们既可以看到以保护高原特有的综合性自然生态系统为目的的保护区，如拥有高山寒漠、草原与森林等山地垂直带的珠穆朗玛峰保护区；也可以见到以保护某一特殊植被类型或珍稀物种为目 的的保护区，如以保护热带季雨林为主的墨脱保护区和专为保护林芝巴吉的古老巨柏林而设置的保护点。
　　青藏高原特殊的生态环境中生存着一些极具特色的珍稀野生动物，而专为保护这些“国宝”建立的保护区，更为全球野生动物保护组织和动物学家所瞩目。如为保护大熊猫为主的川西卧龙保护区就位于青藏高原东缘的横断山区，还有藏东类乌齐马鹿自然保护区和昌都芒康滇金丝猴保护区等。
　　青藏高原地区自然风光奇丽，具有许多特有的地质地貌类型，为保护这些自然遗迹而建立的保护区，对于一般旅游者来说，更显得魅力无穷。其中最为著名的是以保护自然风景为主的四川南坪九寨沟保护区。此外，距九寨沟不远的松潘黄龙石灰泉钙华地貌保护区、贡嘎山海螺沟冰川森林公园、青海卓尼莲花山保护区和云南中甸碧塔海保护区等，也各具特色，具有很高的观赏价值。
　　青藏高原的自然保护区丰富多彩，涵盖着深邃的科学内容。在全球最高、自然环境最为独特多样的区域内所建立的各类保护区，几乎包括了我国境内所有的主要陆地生态系统，尤其高原特有的高寒草地、荒漠及湖泊湿地等生态系统与有关的珍稀野生动植物及奇异的自然景观相结合而放射出的异彩，为世界罕见。它们不仅为人类提供了高原自然界的原始“本底”，保存了许多珍稀濒危动植物，而且也为开展有关青藏高原的地学、生物学等学科的研究，提供了理想的基地和天然实验室。
　　青藏高原的自然保护区，为在这一地区独特多样的生态环境中生存的野生动植物提供了较为安全的繁衍场所。在青藏高原上，生活着大约210种野生哺乳动物，占全国总种数的50%左右。在这些野生动物中国家一、二级保护种占有很大比例，大熊猫、金丝猴、藏羚、野牦牛、藏野驴、 盘羊、雪豹、羚牛、白唇鹿、梅花鹿等著名动物都在其中。青藏高原地区有维管植物12000种以上，占全国总种数的40%左右，桫椤、巨柏、喜马拉雅长叶松、喜马拉雅红豆杉、长叶云杉、千果榄仁等珍稀濒危植物都在这一地区有分布或特产于此。尤其值得一提的是，青藏高原是世界上杜鹃花种类最为丰富的地区，有“杜鹃花王国”之誉。而这些珍稀动植物均是青藏高原自然保护区的主要保护对象。
　　由于青藏高原地广人稀，人为干扰破坏相对较轻，大部分保护区自然生态系统保存完好，又由于高原自然生态系统较脆弱，易受外界因素干扰破坏，所以大多数采取封闭式的保护方式，禁止在保护区内进行非法或不合理的经营活动。对于一些已经开放旅游的森林公园和保护区，应提倡生态旅游，严格禁止破坏自然生态环境和动植物资源的旅游活动，正确处理好旅游与保护的矛盾，实现可持续发展的战略目标。