阿壩—簡陽地學剖面深部溫度及熱結(jié)構.docx

1、2011年月地質(zhì)科學CHINESEJOURNALOFGEOLOGY阿壩一簡陽地學剖面深部溫度及熱結(jié)構*徐明2朱傳慶'饒松胡圣標I（I.中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所北京100029；2.中國科學院研究生院北京100049）摘要在青藏高原東部到四川盆地這兩個構造單元進行了穩(wěn)態(tài)鉆孔溫度測量和巖石熱導率測試，確定了相應鉆孔的大地熱流數(shù)據(jù)。應用這些可靠的熱流數(shù)據(jù)，對橫穿這兩個構造單元的阿壩一簡陽地學斷面進行了2-D溫度場研究，獲得其深部熱結(jié)構的認識°模擬結(jié)果顯示，松潘一甘.孜地塊地表為高熱流區(qū)域.達到80110mW/m2,四川盆地地表為中低熱流區(qū)域，為50-60mW/m2o莫氛面的溫

2、度有較大變化，松潘一甘孜地塊為11001210T,四川盆地西部減小為7508203Co熱巖石圈表現(xiàn)為西部向東部變厚，松潘一甘孜厚度為120130km,四川盆地西部增加到130140km。關鍵詞青藏高原東緣四川盆地大地熱流地學斷面溫度場熱結(jié)構熱巖石圈中圖分類號:P542,P514.2文獻標識碼：A文章編號：0563-5020（2011）01-203-101前言青藏高原東緣晚新生代的構造變形及龍門山的隆起形成了夏雜的構造特征，造成青藏高原與周邊地區(qū)構造形態(tài)的巨大差異。在龍門山構造帶，地形急劇抬升，構造帶以東為四川盆地，以西形成青藏高原。這種地形上的巨大差異是如何形成的，形成機制如何,以及構造運動造

3、成的影響，都是目前研究的重點。把沉積盆地與造山帶作為一個有機整體來研究，可以使我們更深入地了解造山作用與盆地演化間統(tǒng)一的地球動力學機制，而地學斷而研究是解決這些問題的基礎。地學斷面的研究工作在地質(zhì)工作中占有很直要的地位，它為我們了解地球的殼慢結(jié)構、巖石圈情況提供了可靠的手段。相對于重、磁、電、震等物理方面的研究，對地學斷面地熱場的研究還是一個薄弱環(huán)節(jié)，而對深部熱狀態(tài)的研究是了解巖石層地球動力學演化的一個重要方面。歐洲對地學斷面地熱場研究開展的比較早（Cerm&kandBodri,1986,1995；Shenetal.,1991；Gradetal.,2003；Majorowiczetal

4、.,2003;Majorowicz,2004）,取得了一系列的成果。而中國的地學斷面研究起步比較晚，是從20世紀80年代才起步，取得“亞東一格爾木巖石圈地學斷面”（沈顯杰等，1992）及“黑水一泉州地學斷面”（HuandWang,2000）等深部溫度場研究的重大進展。本文研究區(qū)域已有相當多的重、磁、電、震等地球物理方面的研究資料，但目前該研究區(qū)域地學斷面的地熱學研究還基本是空白。近年我們在青藏高原東緣和四川盆地進國家重點基礎研究發(fā)展計劃“973”項目（編砂：2005CB42210I）和國家自然科學基金項目（編號:41072186）資助。徐明,93,1974年3月生，博士研究生，構造地質(zhì)學專業(yè)。

5、E-mail：xu_ming20032010-10-05收稿,2010-11-08改回。DifferenceofthermalstructurebetweeneasternedgeofTibetPlateauandweastenSichuanBasinXuMing1,2ZhuChuanqing1RaoSong'"HuShengbiao1(1.InstituteofGeologyandGeophysics,ChineseAcademyofScience,Beijing100029；2.GraduateSchoolofChineseAcademyofSciences,Beijin

6、g100049)AbstractBasedonthenewlyobtaineddataofboreholesteadytemperatureloggingandthethermalconductivitiesvalues,wedeterminethecorrespondingheatflowdataoftheeasternTibetanPlateauandtheSichuanBasin.Applicationofthesereliableheatflowdata,weanalyzethetwotectonicunitswith2-1)temperaturefieldalongtheAba-Ji

7、anyanggeosciencetransecttounderstandthedeepthermalstructure.TheresultsshowthattheSongpan-Ganziblockhavehighsurfaceheatflowvalues,rangefrom80to110mW/m2,thesurfaceheatflowinSichuanBasinarelowtomedium,rangefrom50-60mW/m2.Mohotemperaturehaveagreatchange,varyfrom11001210TinSongpan-Ganziblock,from750820Xi

8、nwesternSichuan.Thehotlithospherethickensisabout120130kminSongpan-Ganziblock,increaseto130140kminwesternSichuanBasin.KeyWordsEasternedgeofQinghai-TibetPlateau,SichuanBasin,Heatflow,Geosciencetransect,Temperaturefield,Thermalstructure,Hotlithosphere行了一系列的深井測溫工作，取得一些高精度的地熱學數(shù)據(jù)，對這些地區(qū)的熱狀態(tài)有了進一步的認識，并初步進行了熱

9、結(jié)構的研究。本文將巳獲得的深井地溫資料與簡陽（賈家場）一阿壩地震剖面相結(jié)合，進行這一地學斷面的二維溫度場模擬，并計算和討論了“熱”巖石圈厚度及其區(qū)域變化，以期對青藏高原東緣的構造運動及模式獲得更深入的認識。簡陽一阿壩地震剖面穿過龍門山的位置距離“5.12”地震震中最近處約為50km,而溫度是構造變形、地震發(fā)生的重要物理條件，所以我們的工作可以為該地區(qū)地震的研究提供一些有益的幫助。2構造背景松潘一計孜地塊在中上元古代屬于泛揚子板塊，晉寧期逐漸發(fā)生裂解，海西期接受沉積，東吳運動使該地區(qū)整體抬升為陸，三疊紀乂由臺地轉(zhuǎn)化為海槽接受沉積，晚中生代至新生代出現(xiàn)陸相沉積并隆升為高原。青藏高原東緣的晚新生代變

10、形模式是目前的焦點問題之一。從AvouacandTapponnier（1993）提出的東向擠出模型，到Roydenetal.（1997）提出的下地殼流動模型，不同學者對青藏高原東緣特別是龍門山晚新生代的隆起存在著不同的認識（Roydenetal.,1997；ClarkandRoyden,2000；Tapponnieretal.,2001；BurchficlandWang,2003；李勇等,2005）o因此需要更多的地質(zhì)證據(jù)來揭示背藏高原東緣晚新生代的構造變形特征，以期能夠約束已有的模型或者為其它可能的解釋提供證據(jù)。簡陽（賈家場）一阿壩地學斷面西起青藏高原東緣的四川阿壩，東到四川盆地的簡陽，大致

11、成北西一南東方向穿過青藏高原東緣的松潘一甘孜造山帶、龍門山褶皺沖斷帶和上揚了地臺的四川盆地。折射地震方法所得的地殼速度結(jié)構揭示了該區(qū)的地殼結(jié)構。沿斷面方向，地殼厚度由西（62km）向東（45km）區(qū)域減薄。大星的研究結(jié)果表明，龍門山與四川前陸盆地之間的前陸逆沖帶由一系列逆沖斷裂和推覆體組成，具有自西向東的剪切矢量及擴展式推覆的特點（許志琴等，1992；李勇等，1995）。3大地熱流3.1大地熱流測量穩(wěn)態(tài)溫度測域是地熱學研究的基礎，穩(wěn)態(tài)數(shù)據(jù)及精確熱導率數(shù)據(jù)的確定反映了一個地區(qū)大地熱流的熱狀態(tài)。近幾年我們選取合適的油氣探井和生產(chǎn)廢棄井進行了深井地溫測孱和系統(tǒng)的熱導率測試，獲得了-些穩(wěn)態(tài)溫度數(shù)據(jù)（圖

12、2）及巖石熱導率，并確定了大地熱流。測溫使用英國R.G.公司的鉆井溫度連續(xù)采集系統(tǒng)，探頭為鈕電阻，測量分辨率為0.1幻，數(shù)據(jù)記錄間隔為0.01m,測量速度為4.05.0m/min。我們分別選取位于松潘一甘孜地塊的若爾蓋盆地和龍門山及四川盆地3口鉆井的大地熱流作為區(qū)域熱流參照標準。四川盆地鉆孔測溫數(shù)據(jù)較多，這與從20世紀50年代以來盆地內(nèi)石油天然氣的勘探有關。而松潘一甘孜地區(qū)由于地理條件的限制，鉆孔少，原先沒進行過穩(wěn)態(tài)測溫工作。在若爾蓋盆地獲得的紅參1鉆井的穩(wěn)態(tài)溫度資料及熱導率數(shù)據(jù)填補了該地區(qū)熱流數(shù)據(jù)圖1阿壩一簡陽削面位置及區(qū)域構造示意圖Fig.1Geologicalandtectonicmap

13、ofAba-Jianyanggeotraverse虹參|井現(xiàn)今#1度分布圖00g236003500T尸溫度/幻0204060801001204060100400045005000G=22.39r/km0=63.8mW/m2龍深1井現(xiàn)今沮度分布圖粉砂巖，砂宕Ij灰?guī)r龍651井現(xiàn)今溫度分布圖圖2鉆孔溫度分布2Boreholetemperatureprofile的空白，為更加準確地確定松潘一甘孜構造帶和四川盆地的現(xiàn)代熱狀態(tài)起到了重要的作用。這些井都經(jīng)過了一定的靜井時間，井液溫度與地層溫度基本達到平衡，地溫梯度基本反映實際情況C在進行溫度測量的同時，我們也選取測溫鉆井的巖心進行了熱導率測信。儀器使用德

14、國產(chǎn)TCS熱導率測試儀，該儀器測鼠范圍為0.225W/mK,測量精度為3%。由于鉆井取心的限制，紅參1井測溫段測試3塊巖心，龍深1井測溫段2塊巖心，龍651井3塊巖心（表1）,地溫梯度通過恒溫層以下溫度數(shù)據(jù)線性回歸獲得，對于缺失層段熱導率，根據(jù)實測315塊四川盆地沉積層平均熱導率柱子所確定的各層段熱導率數(shù)據(jù)。松潘一甘孜地塊只獲得紅參1井07000m范圍內(nèi)40塊沉積層巖石樣品的熱導率，可以作為松潘一甘孜地塊沉積層熱導率的參考。表1鉆孔熱導率Table1Thermalconductivityofborehole鉆孔測溫段地層樣品巖性樣品個數(shù)/個熱導率值/W/nvK平均熱中率/W/m-K紅參1T3Z

15、泥巖22.642.8682.754細砂巖13.0633.063龍深1T3x泥巖11.8441.844中砂巖13.8533.853*龍651阜泥巖12.1672.167中砂巖21.736-2.0391.8881>4泥巖2.438*中砂巖12.6882.688采用川酉巖石平均熱導率值而我們根據(jù)實測確定紅參1井大地熱流為94.7mW/m2,從而揭示松潘一甘孜構造帶為高熱流區(qū)。龍深1井位于龍門山構造帝上，具有飛來峰構造，是逆沖推覆造成的，其下部地層應為揚子板塊原地巖層，實際測溫深度為4500m,地溫梯度為22.39龍/km,確定其大地熱流為63.8mW/m2,表現(xiàn)出揚于地塊構造活動較弱的特征，但

16、是由于鉆井位于山前靠高原一側(cè)，山前巖層的褶皺引起熱流的折射匯聚，使得熱流相應還是比盆地平均大地熱流值高。龍深1井距離汶川地震震中約50km；對其熱狀態(tài)的研究也有助于我們認識汶川地震產(chǎn)生機制。龍651井位于成都東部的龍泉山構造帶，測溫深度為3200m,地溫梯度為24.14%：/km,確定其大地熱流為55.5mW/m2,反映盆地內(nèi)部的熱狀態(tài)。3口鉆井熱參數(shù)見下表（表2）：表2鉆孔基本數(shù)據(jù)Table2Basicdataofborehole鉆孔地溫梯度/Y/km熱導率/W/m-K大地熱流/mW/mJ靜井時間紅參】32.152.94794.7龍深122.392.85063.8兩個月龍65124.142.

17、30】55.5一年3.2熱流分布研究區(qū)地表熱流分別來自前文確定的3個鉆孔熱流數(shù)據(jù)及已有文獻收錄數(shù)據(jù)（胡圣標等，2001；袁玉松等，2006）作為剖面溫度模擬的基礎。根據(jù)區(qū)域熱流變化劃分為兩個熱構造單元，即龍門山構造帶以西的倒三角形的松潘一甘孜印支造山帶和東面的揚子陸塊上的四川中新生代含油氣前陸盆地。在龍門山以西，表現(xiàn)為中新生代構造的高熱流特征，實測紅參1井熱流值達到94.7mW/m2；龍門山以東的四川盆地為上揚子陸塊的占老克拉通地塊，表現(xiàn)為中低熱流特征，平均熱流值為53.1mW/m2o龍門山以東研究區(qū)域內(nèi)，有前人發(fā)表熱流數(shù)據(jù)十兒個，確定川西坳陷為中低熱流區(qū)，本次實測數(shù)據(jù)也是對原有數(shù)據(jù)的驗證。松

18、潘一甘孜構造帶由于地理條件的限制，迄今為止，只有胡圣標等（2001）根據(jù)華南深部地球物理剖面：四川一湖南地熱流研究報告發(fā)表一個熱流數(shù)據(jù)，熱流值僅為36.01土3.52mW/m2o但是該鉆孔靜井時間只有12h,遠遠不能滿足熱平衡的要求，所以本次模擬計算時剔除這個熱流值。我們對紅參1井的溫度、熱物性測危精確度高，從而為分析該構造區(qū)的深層構造打下良好的基礎。4深部溫度和熱結(jié)構4.1數(shù)值模型和熱參數(shù)因為巖石橫向不均質(zhì)性而導致熱導率和生熱率等熱參數(shù)的不同，二維熱傳導和穩(wěn)態(tài)熱條件下控制方程為：艱噌+*（噌+4（3=°式中：T為溫度（勾）；4為生熱率（piW/m3）；k為熱導率（W/mK）；74和

19、力均為坐標（%,z）的函數(shù)。在此0=ZoWzWZb=8Okm,0=x0=630km,模型邊界條件為：r（K,z°）=To（x）-（xL,z）=-（xo,z）=O-心,zC祭（w。=QbG）OX式中：To是地表平均溫度（Y）,本文中松潘一甘孜地塊為7X,四川盆地為16勾；Q是基底熱流。二維溫度場模擬使用一個二維有限元程序，縱橫分別采用等間距網(wǎng)格計算，熱導率假定與溫度有關，表達式為：k（T,z）=&。（1+cz）/（I+bT）式中：z為深度（km）；b和c為常數(shù)；扁為0勾時常壓下的熱導率°相關參數(shù)值見表3。巖石圈范圍內(nèi)巖層的生熱率采用地震波速（七）與放射性生熱率（4）的

20、實驗關系（RybachandBuntebarth,1984）來確定，公式如下：ln/4=12.6-2.17vp（1）InA=13.7-2.17vp（2）4為生熱率（jiW/m，）;%為在20100MPa時的地震波速（km/s）,地震波速在計饑前必須進行相應的原位波速溫、壓校正。不同構造帶生熱物質(zhì)明顯不同（Gornovetal.,2009），松潘一甘孜地塊和四川盆地雖然其地層組成相同（松潘一甘孜地塊為上揚子板塊分裂出來），但是由于經(jīng)受構造改造，松潘一甘孜地塊已經(jīng)轉(zhuǎn)化為造山帶，其地層生熱率明顯增大，適用于公示（2）；四川盆地為克拉通盆地，適用公示（1）。地殼表層，即對應于<5.8km/s的地

21、震波不連續(xù)界面以上的上地殼沉積Zf0/W/m,Kbc沉積層2.2-0.0010.0015上地殼30.00150.0015下地殼2.60.00010.0015上地幔400.0015表3熱導率值及相關參數(shù)(據(jù)ChapmanandFurlong,1992)Table3Thermalconductivityvaluesusedfortemperaturemodeling(afterChapmanandFurlong,1992)圖3阿壩一簡陽剖面地震波速及生熱率值分布Fig.3Crustallayerswithvp-velocitydistributionanddistributionofhealgen

22、erationvaluesalongthe4-Jprofile層，其生熱率由地表實測生熱率平均值根據(jù)下式計算獲得（Rybach,1976）：4=0.01p（9.52U+2.56Th+3.48K）式中：4為生熱率（ixW/m，）/為密度（"質(zhì)，），U、Th和K分別為巖石中鈾（g/g）、鈦（M-g/g）和鉀（wt%）的含量。4.2結(jié)果和討論地表熱流（。）、基底熱流（久）、熱導率和生熱率存在非線性關系，在二維有限元程序中計算。圖4表示計算獲得的地表熱流（。）、地殼熱流（QQ和地幔熱流（QQ,及二維溫度場模擬結(jié)果。從模擬結(jié)果可以看出，松潘一甘孜地塊與四川盆地兩個構造單元的熱結(jié)構截然不同，松潘

23、一甘孜地塊地殼熱流（已）高，但是地幔熱流（Qm）很小QQm，為“熱殼冷慢”；四川盆地地殼熱流（Q）較低，地幔熱流（QQ相對較高，。c<<?m，為“冷殼熱幔”；龍門山構造帶地表熱流變化較大，從高原一側(cè)的高熱流快速變?yōu)榕璧匾粋?cè)的中低熱流，龍深1井所在區(qū)域雖然為龍門山構造帶邊緣，但是已具有和盆地相似的大地熱流。這可能是由圖4阿壩一簡陽剖面二維溫度場分布SPGZ.松潘甘孜地塊；LMS.龍門山；SC.四川盆地Fig.4Calculated2-Dtemperature(°C)distributionalongtheJBgeotraverse于橫向物質(zhì)不均質(zhì)性引起的。地表熱流的分布與這

24、兩個區(qū)域的構造特征是相對應的，松潘一甘孜地塊基底原為上揚子地塊的一部分，但是在后期斷裂，并在中新生代以來由于印度板塊和歐亞板塊碰撞作用，成為構造活躍的造山帶；四川盆地為克拉通型盆地，具有穩(wěn)定的古老基底，中新生代以來構造活動較弱。青藏高原東緣松潘一甘孜造山帶構造活動主要集中在地殼，垂向上，上地殼向盆地逆沖推覆，中、下地殼軟弱層在龍門山構造帶沿著四川盆地邊緣向下運動；橫向上，松潘一甘孜地塊地殼向四川盆地東北、東南兩側(cè)擠出。推擠作用導致的剪切、摩擦生熱等大多發(fā)生在地殼，尤其是中上地殼，從而引起中上地殼地溫梯度增大，地殼熱流大，而上地幔受到的影響較小，強烈的構造運動造成松潘一甘孜地塊地表高熱流，地幔低

25、熱流的結(jié)構。而四川盆地地殼生熱元索對熱流貢獻較小，使得熱流貢獻主要來自地慢，形成地表熱流低，地幔熱流相對高的結(jié)構。溫度場表現(xiàn)形式有巨大差別。松潘一廿孜地塊上地殼垂向溫度增加快，從而表現(xiàn)為近地表的高地溫梯度，向卜地溫梯度減小較明顯。而四川盆地地殼垂向地溫梯度變化則較小。莫霍面溫度在松潘一甘孜地塊為1。01050龍，在四川盆地西緣為750800勾。熱巖石圈溫度下限在松潘一甘孜地塊為1400-1450而在四川盆地熱巖石圈溫度下限為1250-13002。從模擬結(jié)果町以看出，松潘一甘孜地塊莫霍面溫度較高，最高可以達到1100弋，而四川盆地莫霍面溫度相對較低，為750800勾。松潘一甘孜地塊上地殼溫度增加

26、較快，在中地殼上部溫度可達到700-800°C，達到中酸性巖石熔融的F限。根據(jù)張沛等(2008)測定的龍門山?jīng)_斷帶彭灌雜巖巖石成分為中酸性巖石，其物質(zhì)來源為沿大型拆離斷層上涌的中地殼上部物質(zhì)。所以可以推斷，在中地殼上部巖石可以熔融或局部熔融，中上地殼間低速帶可能就是熔融或部分熔融的物質(zhì)，這樣松潘一甘孜地殼中的低速帶就構成了大型拆離斷層的滑脫面，沿著滑脫面的構造運動形成r一系列的地殼表層脆性乾切帶為主的淺層斷裂，這些斷裂構成了地震發(fā)生的物質(zhì)基礎。地震臺網(wǎng)測定，2008年的“5.12”大地震的震源深度在1520km,正處于低速帶向四川盆地一側(cè)的頂端位置附近，殼內(nèi)低速層外側(cè)的深變質(zhì)巖有利于

27、地應力高度集中，這可能是形成地震的一個重要原因。青藏高原東緣下地殼物質(zhì)向東運移速度遠大于上地殼(約5倍)，被四川盆地剛性塊體阻擋從而向下流動，在板塊邊緣開始增厚。松潘一計孜地塊中上地殼與川西坳陷的中上地殼厚度基本相似，但是川西高原下地殼明顯增厚，從而使川西高原的地殼厚度達到60km左右，遠大于川西坳陷的45km左右。揚子板塊巖石圈對于松潘一甘孜地體的陸內(nèi)俯沖作用使得松潘一甘孜地體冷卻，基底熱流減小，較低的松潘一甘孜地塊地幔熱流造成青藏高原東緣熱巖石圈厚度相對高原內(nèi)部較大。從溫度剖面上可以看出，在龍門山斷裂帶附近巖層溫度較低，巖石圈厚度較大，向青藏高原內(nèi)部，巖層溫度逐漸加大，巖石圈厚度減小，松潘

28、一甘孜地塊莫椎面溫度高達1100說明下地殼是相對熱的、韌性的、易于流動的下地殼物質(zhì)在受到阻擋后向下運動。松潘一甘孜地塊巖石圈厚度120130km,并且是向龍門山?jīng)_斷帶增厚，從而符合Roydenetal.(1997)提出的下地殼流動，高原周緣巖石圈厚度大于高原內(nèi)部的模型，可能與擠壓邊緣的均衡調(diào)整有關。5結(jié)論松潘一甘孜地塊和四川盆地地表熱流的巨大差異表明兩個區(qū)域構造活動的差異，松潘一甘孜地塊為造山帶，表現(xiàn)為地表商熱流(8。110mW/m2),地幔低熱流，為“熱殼冷?！苯Y(jié)構；四川盆地為克拉通盆地，地表熱流表現(xiàn)為中低熱流，50-60mW/m2,地櫻熱流相對較高，為“冷殼熱慢”結(jié)構。松潘一甘孜地塊熱巖石

29、圈厚度11。130km,四川盆地西部熱巖石圈厚度為120140km。松潘一甘孜地塊強烈的造山運動產(chǎn)生較大的摩擦熱，以及地幔熱物質(zhì)沿龍門山斷裂通道的向上運移，使中下地殼溫度升高，達到花崗巖融融溫度，在中地殼上部易生成低速的局部熔融體或糜棱巖化的韌性變形體(層)，構成了大型拆離斷層的滑脫層。參考文獻胡圣標，何麗娟，汪集晞.2001.中國大陸地區(qū)大地熱流數(shù)據(jù)匯編(第三版).地球物理學報.44(5)：6i1-626.HuShengbiao,HeLijuanandWangJiyang.2001.Compilationofheat(lowdataintheChinacontinentalarea(3rde

30、dition).ChineseJournalofGeophysics,44(5)：611626.李勇，曾允孚1995.龍門山逆沖推覆作用的地層標識.成都理工學院學報.22(2)：1-10.LiYongandZengYunfu.1995.StratigraphicsignaturestothrustingoftheLongmenMountainsthrustbelt.JourruilofChengduUniversityofTechnology,22(2):110.李勇，莒叔尤，周榮軍.DensmoreAL,EllisMA.2005.晚新生代岷江下蝕速率及其對育藏高原東緣山脈降升機制和形成時限的

31、定雖約束.地質(zhì)學報,79(I):28-37.LiYong,CaoShuyou,ZhouRongjun,DensmoreALandEllisMA.2005.LateCenozoicMinjiangincisionrateanditsconstraintontheupliftoftheeasternmarginoftheTibetanPlateau.ActaGeologicaSinica,79(1):28一37.沈顯杰，張文仁，物淑貞.1992.肖藏熱流和地體構造熱演化.北京：地質(zhì)出版社.1-94.ShenXianjic.ZhangWenrcnandYangShuzhen.1992.HeatFlo

32、wandTeclono>ThermaiEvolutionofTerranesoftheQinghai-TibelPlateau.Beijing:GeologicalPublishingHouse.194.許志琴,侯立瑋，王宗秀，付小方，黃明華.1992.中國松潘一甘孜造山帶的造山過程.北京：地質(zhì)出版社.1一190.XuZhiqin,Hou(awei,WangZongxiu,FuXiaofangandHuangMinghua.1992.TheProcessofOrogenicBeltofSongpan-Ganxi,.China.Beijing：GeologicalPublishingHou

33、se.1190.袁玉松，馬永生，胡圣標，郭彤樓，付孝悅.2006.中國南方現(xiàn)今地熱特征.地球物理學報,49(4)：1118-1126.YuanYusong,MaYongsheng,HuShengbiao,GuoTonglouandFuXiaoyue.2006.Present-daygeothermalcharacteristicsinsouthChina.ChineseJournalofGeophysics,49(4):11181126.張沛.周祖翼，許長海,張井林-2008.川西龍門山彭潮雜巖地球化學特征：巖石成因與構造意義.大地構造與成礦學，32(1)：105116.ZhangPei,Zh

34、ouZuyi,XuChanghaiandZhangQinglin.2008.GeochemistryofPengguancomplexintheIx)ngmenshanregion,westernSichuanProvince,SWChina：Petrogenesisandtecionicimplications.GeotectvnicaelMetaUogenia,32(1):105116.AvouacJPandTapponnierP.1993.KinematicmodelofactivedeformationincentralAsia.GeophysicalResearchLetters,2

35、0(10)：895898.BurchHelBCandWangE.2003.Northwest-trending,middleCenozoic,left-lateralfaultsinsouthernYunnan.China.andtheirtectonicsignificance.JournalofStructuralGeology,25(5):781792.CermdkVandBodriL.1986.Two-dimensionallemperaluremodellingalongfiveeast-Europeangeotraverses.JournalojGeodynamics,5(2)：1

36、33163.CermAkVandBodriL.1995.Three-dimensionaldeeptemperaturemodellingalongtheEuropeangeotraverse.Tectonophysics,244(13):1II.ChapmanDSandFurlongKP.1992.Thermalslateofthecontinentallowercrust.In:FountainDM,ArculusandKayKW(Eds.).ContinenlalLowerCrust.Amstenlam:Elsevier.179199.ClarkMKandRoydenLH.2000.To

37、pographicooze：BuildingtheeasternmarginofTibetbylowercrustalflow.Geology,28(8)：703706.GornovPY.GoroshkoMV,MalyshevYFandPodgornyiVY.2009.ThermalstructureoflithosphereincentralAsianandPacificbeltsandtheiradjacentcratons,fromdataofgeosciencetransects.RussianGeologyandGeophysics,50(5):485499.GradMvJensenSL,KellerGR,GuterchA.ThyboH.JanikT,TiiraT,YliniemiJtLuostoU,MotuzaG,NasedkinV,CzubaW,GaciyftskiE,drodaP,MillerKC,Wilde-Pi6rkoM,KomminahoK,JacynaJandKorabliovaL.2003.Crustalstructureoft