青藏高原中段新生代地層變形與隆升時(shí)代的關(guān)系

青藏高原的高度崛起是地質(zhì)科學(xué)家的中心主題。徐仁(1981)根據(jù)植物化石及植物學(xué)證據(jù),推斷喜馬拉雅山脈快速隆升時(shí)代為上新世—第四紀(jì)。李吉均等(1979)和張青松等(1981)綜合古地理、古生物、沉積和黃土多方面的觀測(cè)資料,推斷青藏高原整體隆升開始于3.6Ma或2.5Ma。鐘大賚等(1996)根據(jù)磷灰石的裂變徑跡測(cè)年資料,提出青藏高原隆升具有多階段性,但青藏高原的整體快速隆升發(fā)生于3Ma之后。肖序常等(2000)、Yin等(2000)與Ding等.(2003)也支持青藏高原多階段隆升模式,但對(duì)各階段隆升時(shí)代和速率存在不同認(rèn)識(shí)。Metivier等.(1998)根據(jù)柴達(dá)木盆地沉積速率變化,推斷青藏高原北部快速隆升發(fā)生于5.3Ma以來(lái)。Harrison等(1995)根據(jù)念青唐古拉山東南部伸展型韌性剪切變形的起始年齡推斷青藏高原南部隆升早于8Ma。Blisniuk等(2001)根據(jù)雙湖盆地伸展裂陷的起始年齡推斷青藏高原北部隆升早于13.5Ma。Coleman等(1995)根據(jù)Thakola地塹初始裂陷年齡推斷喜馬拉雅地塊快速隆升時(shí)代早于14Ma。Spicer等(2003)根據(jù)烏郁火山沉積盆地的樹葉化石的高程信息和年代學(xué)資料,推斷青藏高原隆升早于15Ma。Turner等(1996)根據(jù)巖石圈拆沉模式,通過(guò)測(cè)定地幔源玄武巖的時(shí)代,推斷青藏高原隆升時(shí)代為13～14Ma。Wang等(2002)根據(jù)新生代地層的沉積學(xué)和古夷平面的觀測(cè)資料,認(rèn)為青藏高原整體隆升發(fā)生于始新世晚期。David等(2006)根據(jù)同位素古海拔高度計(jì),測(cè)出倫坡拉盆地在35Ma前已經(jīng)隆升至海拔4000m高度。迄今為止,對(duì)青藏高原的隆升時(shí)代還存在很大爭(zhēng)議。盡管對(duì)青藏高原隆升時(shí)代存在不同認(rèn)識(shí),但國(guó)內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家普遍認(rèn)為,地殼縮短增厚與青藏高原隆升存在動(dòng)力學(xué)成因聯(lián)系(Deweyetal.,1988;Ratschbacheretal.,1994;Harrisonetal.,1992;Yinetal.,2000),青藏高原隆升對(duì)環(huán)境變遷和東亞季風(fēng)具有重要影響(Quadeetal.,1989;Li,1995;Jiangetal.,2000)。因此可以從構(gòu)造變形分析和古環(huán)境演化不同角度,尋找青藏高原隆升的地質(zhì)證據(jù)(Molnaretal.,1993)。茲根據(jù)新生代不同時(shí)期湖相沉積地層的構(gòu)造變形和孢粉組合,結(jié)合全球氣候變化、古氣溫及年代學(xué)資料,分析青藏高原的隆升時(shí)代。1中新統(tǒng)道德形勢(shì)導(dǎo)致地殼縮短的構(gòu)造變形主要包括逆沖推覆和褶皺變形。自印度—?dú)W亞大陸碰撞以來(lái),青藏高原逆沖推覆構(gòu)造與擠壓縮短變形主要發(fā)生于古近紀(jì),中新世逆沖推覆構(gòu)造主要發(fā)育于喀喇昆侖、東昆侖、祁連、阿爾金、龍門山、岡底斯、喜馬拉雅等青藏高原周緣地區(qū)(Deweyetal.,1988;Harrisonetal.,1992;Yinetal.,2000;Tapponnieretal.,2001)。青藏高原腹地新近紀(jì)—第四紀(jì)擠壓縮短構(gòu)造變形不甚顯著,但走滑和伸展構(gòu)造比較發(fā)育(Amijoetal.,1986;Harrisonetal.,1995;Blisniuketal.,2001;Tapponnieretal.,2001)。青藏高原中段大面積出露下中新統(tǒng)五道梁群沉積地層(圖1),以白云質(zhì)灰?guī)r、灰?guī)r、泥灰?guī)r、泥巖、砂巖和砂礫巖為主,主要形成于湖相沉積環(huán)境(Wangetal.,2002;吳珍漢等,2006a)。中新世早期湖相沉積地層產(chǎn)狀平緩,褶皺變形微弱(圖2),擠壓縮短與地殼增厚不顯著。在青藏公路及兩側(cè)遠(yuǎn)離晚期走滑斷裂的部位,五道梁群地層傾角絕大部分小于20°,大部分傾角變化于10°～20°之間,出現(xiàn)頻率最高的露頭巖層傾角為10°～15°(圖3a)。在受凍土凍脹變形影響的青藏高原北部地區(qū),五道梁群部分地層傾角達(dá)20°～30°,局部地層傾角達(dá)32°～35°。五道梁盆地南部中新統(tǒng)地層傾角變化于15°～35°,大部分為15°～25°;五道梁盆地北部如楚瑪爾河高平原和清水河高平原中新統(tǒng)地層傾角大部分為10°～15°。北麓河盆地(圖2a-b)、沱沱河盆地(圖2c-d)和通天河盆地的中新統(tǒng)地層傾角大部分為10°～20°,局部地層傾角大于25°。那曲盆地(圖2e-f)、色林錯(cuò)盆地、倫坡拉盆地和雙湖盆地(圖2g)中新統(tǒng)地層傾角普遍小于15°,大部分為10°～15°。青藏高原中段,五道梁群下伏地層普遍發(fā)生區(qū)域褶皺變形,產(chǎn)狀變化較大。在遠(yuǎn)離晚期斷裂的部位,漸新統(tǒng)雅西錯(cuò)群地層傾角絕大部分為10°～35°,多數(shù)介于20°～30°之間,雅西錯(cuò)群出現(xiàn)頻率最高的露頭巖層傾角為20°～25°(圖3b)。雅西錯(cuò)群部分露頭巖層高達(dá)35°～45°,局部超過(guò)45°。古新統(tǒng)—漸新統(tǒng)風(fēng)火山群地層傾角變化很大,在遠(yuǎn)離斷裂的部位,風(fēng)火山群大部分露頭巖層傾角為30°～55°,露頭巖層傾角呈現(xiàn)30°～35°和40°～45°兩個(gè)峰值(圖3c)。風(fēng)火山群部分露頭巖層傾角高達(dá)60°～70°。古近紀(jì)逆沖推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與區(qū)域褶皺變形是導(dǎo)致風(fēng)火山群與雅西錯(cuò)群地層產(chǎn)狀變化及地殼縮短增厚的主要原因。2植物花粉的變化沿青藏公路及兩側(cè)對(duì)青藏高原腹地漸新世、中新世、第四紀(jì)湖相沉積地層取樣進(jìn)行孢粉分析,取樣層位和取樣位置如圖1;結(jié)果顯示,很多樣品含有孢粉,部分樣品孢粉含量達(dá)到統(tǒng)計(jì)分析要求(吳珍漢等,2006b)。將青藏高原腹地的孢粉資料與西寧—民和盆地(孫秀玉等,1984)、倫坡拉盆地(宋之琛等,1982)、柴達(dá)木盆地(青海石油管理局勘探開發(fā)研究院等,1985)、渭河盆地(孫秀玉等,1980)的孢粉資料結(jié)合起來(lái),能夠良好地揭示青藏及鄰區(qū)新生代古植被演化(表1),對(duì)青藏高原隆升具有重要的指示意義。根據(jù)孢粉資料,青藏南部、青藏北部、柴達(dá)木盆地、西寧—民和盆地與渭河盆地的熱帶亞熱帶闊葉林植被比例自始新世—漸新世早中期同步減少(表1、圖4a),對(duì)應(yīng)于深海氧同位素反映的全球氣候變冷過(guò)程(Schackleton,1984)。青藏及鄰區(qū)始新世—漸新世熱帶亞熱帶闊葉林植物花粉常見分子包括大戟粉(Euphorbiacites)、漆樹粉(Rhoipites)、楓香粉(Liquidambarpollenites)、西里拉粉(Cyrillaceaepollenites)、木蘭粉(Magnolipollis)、楝粉(Meliaceoidites)、山核桃粉(Caryapollenites)、棕櫚粉(Palmaepollenites)、蕓香粉(Rutaceoipollis)、桃金娘粉(Myrtaceidites)、楓楊粉(Pterocaryapollenites)、化香樹粉(Platycaryapollenites)、冬青粉(Ilexpollenites)、胡桃粉(Juglanspollenites)及羅漢松粉(Podocarpidites)(吳珍漢等,2006b)。青藏南部、青藏北部和青藏東北部(西寧—民和盆地)的熱帶亞熱帶闊葉林植物花粉含量自漸新世晚期開始快速減少,至中新世早期瀕臨消亡(表1、圖4a)。漸新世熱帶亞熱帶闊葉林植物花粉含量:青藏南部漸新世早中期為7.4%,青藏北部漸新世晚期為9.0%,倫坡拉盆地漸新世早中期為8.0%、漸新世晚期為7.7%～10%,青藏東北部西寧—民和盆地漸新世晚期為5.3%;青藏南部、青藏北部、西寧—民和盆地中新世早期熱帶亞熱帶闊葉林植物花粉含量分別為2.8%～3.5%、2.7%、3.0%,中新世中晚期、上新世、第四紀(jì)熱帶亞熱帶植物花粉含量一般小于2.0%(表1、圖4),包括山核桃粉(Caryapollenites)、胡桃粉(Juglanspollenites)與羅漢松粉(Podocarpidites)。而位于緯度更高的渭河盆地、柴達(dá)木盆地、庫(kù)車盆地、華北盆地(北京、天津)新近紀(jì)—第四紀(jì)熱帶亞熱帶闊葉林植物花粉仍然占較大比例(宋之琛等,1999)(表1、圖4a)。青藏南部、青藏北部、青藏東北部中新世早中期熱帶亞熱帶闊葉林同步消亡事件難以用全球古氣候變化予以合理解釋;深海氧同位素顯示,漸新世中晚期—中新世早中期全球氣候雖有波動(dòng),但總體處于相對(duì)穩(wěn)定的溫暖氣候環(huán)境(Schackleton,1984);青藏高原隆升是造成青藏與周邊鄰區(qū)新近紀(jì)古植被顯著分異的主要原因(吳珍漢等,2006b)。暗針葉林花粉,包括云杉粉(Piceaepollenites)與冷杉粉(Abiespollenites),于始新世晚期—漸新世早期先后出現(xiàn)于倫坡拉盆地、柴達(dá)木盆地與西寧盆地,漸新世晚期開始出現(xiàn)于青藏南部和青藏北部,漸新世晚期是青藏不同地區(qū)暗針葉林同步快速增長(zhǎng)時(shí)期(表1、圖4b)。暗針葉林云杉粉(Piceaepollenites)與冷杉粉(Abiespollenites)含量在始新世—漸新世中期分別為青藏南部與青藏北部0.0%、柴達(dá)木盆地1.1%～13.7%、西寧—民和盆地3%～11%,經(jīng)過(guò)漸新世晚期的同步快速增長(zhǎng),至中新世早中期增加到17%～44%,達(dá)到繁盛程度或居主導(dǎo)地位;中新世晚期暗針葉林急劇減少,至中新世末期瀕臨消亡;上新世與第四紀(jì)暗針葉林花粉比例雖有波動(dòng),但總體含量較低(表1、圖4b)。相對(duì)而言,渭河盆地暗針葉林云杉粉(Piceaepollenites)與冷杉粉(Abiespollenites)在漸新世—中新世—上新世始終保持較低含量(4%～7%)。青藏不同地區(qū)中新世晚期—上新世暗針葉林植被減少與深海氧同位素反映的全球氣候變冷事件(Schackleton,1984)呈現(xiàn)良好的對(duì)應(yīng)關(guān)系,但漸新世晚期—中新世早中期暗針葉林快速同步增長(zhǎng)與同期相對(duì)穩(wěn)定的全球溫暖氣候環(huán)境不相符合,需要用青藏高原隆升予以合理解釋。3氣候變化的區(qū)域差異及古氣藏條件根據(jù)青藏高原南部現(xiàn)今植被生長(zhǎng)環(huán)境的觀測(cè)資料(徐鳳翔,1981;呂厚遠(yuǎn)等,2006),云杉與冷杉絕大部分種屬生長(zhǎng)于海拔2500～4000m的高度,年平均氣溫為2～10℃(圖5),僅個(gè)別種屬生長(zhǎng)于年平均氣溫0～2℃的相對(duì)寒冷環(huán)境和10～11℃的相對(duì)溫暖環(huán)境(徐鳳翔,1981;吳征鎰,1980)。這些資料為估算青藏高原中新世古海拔高度提供了重要依據(jù),但根據(jù)植被估算古海拔高度還需要考慮古氣候環(huán)境。分析古植被與古海拔高度的關(guān)系,需要考慮古氣溫條件。根據(jù)古今植被對(duì)比(黃賜璇等,1983)和冰芯氧同位素比值(姚檀棟等,1997),青藏高原晚更新世間冰期古氣溫比現(xiàn)今年均氣溫至少高5℃。Spiceretal.(2003)根據(jù)烏郁盆地古植物葉片熱焓,估算15Ma烏郁盆地的古海拔高度為4638±847m～4689±895m,年平均氣溫為(6.8±3.4)℃～(8.1±2.3)℃。根據(jù)青藏高原及鄰區(qū)20世紀(jì)80年代至90年代的氣溫觀測(cè)資料,得出年平均氣溫及6月份平均氣溫與海拔高度的關(guān)系(圖6);烏郁盆地15Ma的古氣溫位于青藏高原南部6月份溫度曲線上,與深海氧同位素反映的中新世早中期全球溫暖氣候環(huán)境(Schackleton,1984)基本符合,因此可借用現(xiàn)今6月平均氣溫比擬中新世早中期年平均氣溫;考慮青藏高原晚更新世與現(xiàn)今年平均氣溫(Ta)存在5℃差異,可用Ta+5℃比擬晚更新世間冰期古氣溫曲線(圖6)。暗針葉林生長(zhǎng)的年均溫度范圍(2～11℃)來(lái)自于青藏高原現(xiàn)今云杉和冷杉的實(shí)際觀測(cè)資料(徐鳳翔,1981;呂厚遠(yuǎn)等,2006;),熱帶亞熱帶闊葉林生長(zhǎng)的臨界氣溫(13.5～16.0℃)來(lái)自于現(xiàn)今中國(guó)大陸北亞熱帶常綠落葉闊葉混交林帶和中亞熱帶常綠落葉林帶北部邊界的年均氣溫觀測(cè)資料(吳征鎰,1980)。分析古植被與古海拔高度的關(guān)系,還需要考慮古雨水條件。在青藏腹地,中新世早中期(23.5～16Ma)發(fā)育巨型古大湖(吳珍漢等,2006a);青藏南部、青藏北部和青藏東北部(西寧—民和盆地)干旱草本植物花粉含量分別為2.2%～5.6%、1.8%、14.0%～19.5%(表1),遠(yuǎn)低于漸新世和中新世晚期—第四紀(jì);這些資料一致表明,青藏地區(qū)中新世雨水充沛,雨量充足,雨水條件可能優(yōu)于現(xiàn)今青藏高原南部地區(qū)。在漸新世晚期—中新世早中期全球相對(duì)穩(wěn)定的古氣候環(huán)境,青藏高原隆升是導(dǎo)致青藏不同地區(qū)熱帶亞熱帶闊葉林同步消亡和暗針葉林同步繁盛的主要原因;隨著青藏高原整體隆升,青藏不同地區(qū)熱帶亞熱帶闊葉林同步減少,暗針葉林呈同步增長(zhǎng)趨勢(shì)。對(duì)青藏高原北部和東北部(西寧—民和盆地),當(dāng)隆升高度達(dá)到古海拔3500～4000m時(shí),熱帶亞熱帶植物瀕臨消亡,當(dāng)隆升高度超過(guò)古海拔4370m時(shí),暗針葉林開始繁盛;對(duì)青藏高原南部,當(dāng)隆升高度達(dá)到古海拔4000～4370m時(shí),熱帶亞熱帶植物瀕臨消亡,當(dāng)隆升高度超過(guò)古海拔4550m時(shí),暗針葉林開始繁盛(圖6)。晚更新世間冰期與全新世,青藏高原腹地如那曲、安多、沱沱河、北麓河、五道梁等盆地,由于氣溫較低,不太適合暗針葉林生存,這與晚更新世孢粉資料(表1、圖4)基本符合。青藏南部、青藏北部、青藏東北部(西寧—民和盆地)熱帶亞熱帶闊葉林瀕臨消亡與暗針葉林同步繁盛發(fā)生于中新世早中期(圖4),證明青藏高原中新世早中期海拔高度已經(jīng)達(dá)到或超過(guò)4000～4500m(圖4、6)。4巖石學(xué)和年代學(xué)資料構(gòu)造變形與孢粉資料一致表明,青藏高原漸新世晚期—中新世初期已經(jīng)隆升,但青藏高原隆升的具體時(shí)代尚有待于年代學(xué)資料的約束。對(duì)青藏高原快速隆升前后形成沉積地層的時(shí)代,前人已經(jīng)開展了大量研究工作。Wang等(2003)和Liu等(2003)根據(jù)磁性地層學(xué)資料,確定風(fēng)火山群紅層形成時(shí)代為65～33.7Ma,雅西錯(cuò)群群形成時(shí)代為31.5～30.0Ma,五道梁群形成時(shí)代為23.5～16Ma。在風(fēng)火山北側(cè)北麓河盆地南緣青藏公路西側(cè),發(fā)育由近南北向巖脈斷續(xù)相連組成的花崗斑巖侵入體,侵入于傾角約30°的雅西錯(cuò)群砂礫巖地層內(nèi),在五道梁期湖相沉積前遭受風(fēng)化剝蝕并出露于地表,局部被五道梁群湖相沉積地層角度不整合覆蓋。在該花崗巖西南部露頭,取樣品D2141(圖1),人工挑選鋯石單礦物。選取具有清晰環(huán)帶的巖漿結(jié)晶鋯石,在北京離子探針中心按照標(biāo)準(zhǔn)程序(宋彪等,2002),進(jìn)行單顆粒鋯石的U-Pb同位素測(cè)年,單顆粒鋯石的陰極發(fā)光照片和年齡如圖7a,U-Pb同位素諧和曲線如圖7b。離子探針U-Pb同位素測(cè)年結(jié)果表明,樣品D2141花崗巖10顆結(jié)晶鋯石的平均年齡為27.6±0.5Ma(圖7b),代表花崗巖的侵位結(jié)晶時(shí)代。由于風(fēng)火山北麓D2141花崗巖侵入于雅西錯(cuò)群砂礫巖內(nèi),在五道梁期湖相沉積之前遭受隆升和剝蝕,因此該花崗巖結(jié)晶鋯石的U-Pb同位素年齡為青藏高原隆升提供了良好的年代學(xué)約束,說(shuō)明雅西錯(cuò)群沉積結(jié)束時(shí)代及雅西錯(cuò)群地層擠壓縮短變形時(shí)代早于27.6±0.5Ma,五道梁群沉積時(shí)代晚于27.6±0.5Ma,這與磁性地層學(xué)資料基本吻合。綜合D2141花崗巖測(cè)年、雅西錯(cuò)群與五道梁群磁性地層及孢粉組合、古植被演化等資料,推斷青藏高原在漸新世晚期約27.6～23.5Ma隆升高度達(dá)到或超過(guò)海拔4000m。5青海湖周緣逆沖推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)特征青藏高原廣泛出露的中新世湖相沉積記錄了青藏高原隆升的重要地質(zhì)證據(jù)。青藏高原腹地下中新統(tǒng)五道梁群緩傾斜、近水平產(chǎn)狀和微弱褶皺變形,指示中新世以來(lái)擠壓縮短和地殼增厚不顯著,地殼縮短增厚主要發(fā)生于中新世前。中新世前后的孢粉資料顯示,在全球氣候相對(duì)穩(wěn)定的溫暖氣候環(huán)境,青藏不同地區(qū)漸新世中晚期熱帶亞熱帶闊葉林同步減少、暗針葉林同步增長(zhǎng),中新世早中期熱帶亞熱帶闊葉林幾乎同步消亡、暗針葉林同步進(jìn)入繁盛階段甚至躍居主導(dǎo)地位,指示青藏高原在漸新世中晚期發(fā)生過(guò)整體快速隆升,至中新世早中期青藏高原的古海拔高度已經(jīng)達(dá)到4000～4500m,青藏高原隆升是造成漸新世晚期—中新世早中期青藏與周邊鄰區(qū)古植被顯著分異的主要原因。根據(jù)現(xiàn)有磁性地層和U-Pb同位素測(cè)年資料,青藏高原在漸新世晚期約27.6～23.5Ma隆升高度達(dá)到或超過(guò)海拔4000m。根據(jù)湖相沉積、構(gòu)造變形、孢粉組合揭示的青藏高原整體隆升時(shí)代與根據(jù)磨拉石建造、不整合關(guān)系、磁性地層揭示的青藏高原周邊山脈快速隆升時(shí)代存在較大差別。前人在青藏高原周緣很多山前盆地都發(fā)現(xiàn)了巨厚的礫石層(礫巖層)或磨拉石(類磨拉石)建造,并應(yīng)用磁性地層方法良好地確定了各礫石層的形成時(shí)代,如臨夏盆地的積石礫巖(3.58～2.58Ma)(方小敏等,1997)、西南天山南麓和帕米爾—西昆侖北麓前陸盆地的西域礫巖(3.6～1.3Ma)(Zhengetal.,2000;陳杰等,2001)、河西走廊酒泉盆地的玉門礫巖(3.60～0.93Ma)與酒泉礫石層(0.84～0.15Ma)(趙志軍等,2001;蘇建平等,2005)、龍門山山前盆地的大邑礫巖(2.7～2.2Ma)(李吉均等,2001)、喜馬拉雅山南尼泊爾礫巖(3.0～2.5Ma)(Quadeetal.,1995)。青藏高原周緣山前或前陸盆地的上新世—第四紀(jì)早期礫石層不但厚度巨大,而且在礫石沉積期間和沉積期后普遍發(fā)生了強(qiáng)烈的逆沖推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和顯著的區(qū)域褶皺變形,在礫石層底部、礫石層內(nèi)部及礫石層上部形成多期角度不整合,具有磨拉石建造的典型特征(陳杰等,2001),對(duì)造山運(yùn)動(dòng)具有重要指示意義(Lietal.,1999;李吉均等,1998,2001;陳杰等,2001),與山脈快速隆升存在良好對(duì)應(yīng)關(guān)系。如玉門礫巖、酒泉礫石層與酒泉盆地周緣逆沖推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)存在動(dòng)力學(xué)成因聯(lián)系,對(duì)應(yīng)于祁連山2期快速隆升事件(趙志軍等,2001;蘇建平等,2005);大邑礫巖發(fā)育與龍門山推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)存在成因聯(lián)系,對(duì)應(yīng)于龍門山快速隆升事件(李吉均等,2001);西域礫巖發(fā)育與西南天山南麓、帕米爾—西昆侖北麓的逆沖推覆構(gòu)造運(yùn)動(dòng)存在動(dòng)力學(xué)成因聯(lián)系(陳杰等,2001),對(duì)西南天山與西昆侖的山脈快速隆升事件具有重要指示意義;尼泊爾礫巖和西瓦利克上部礫石層記錄了喜馬拉雅山晚期快速隆升事件(李吉均等,2001)。但類似時(shí)代的巨厚礫巖、磨拉石建造及構(gòu)造變形、造山運(yùn)動(dòng)在青藏高原內(nèi)部卻未見報(bào)道。青藏高原內(nèi)部中新世早中期處于相對(duì)穩(wěn)定的古大湖沉積環(huán)境(吳珍漢等,2006a),中新世晚期—第四紀(jì)長(zhǎng)期處于伸展(走滑)構(gòu)造環(huán)境(Harrisonetal.,1995;Blisniuketal.,2001),擠壓構(gòu)造變形微弱(圖2),地殼縮短增厚不顯著,不具備形成巨厚磨拉石建造的構(gòu)造環(huán)境。因此,約3.6Ma以來(lái)的造山運(yùn)動(dòng)和磨拉石建造主要發(fā)育于青藏高原周緣山區(qū),對(duì)青藏高原內(nèi)部沒有產(chǎn)生顯著影響,與青藏高原隆升似乎也不存在直接關(guān)系