欧亚大陆与印度大陆于新生代的碰撞拼合以及拼合之后的持续汇聚挤压过程不但塑造了现今青藏高原的高海拔地貌，平均海拔约4000 m，同时也造就了青藏高原地区全球范围内最厚的大陆地壳，Moho面平均埋深达60~70 km(Gao et al., 2013; Lu et al., 2015；卢占武等，2016)，埋深大处可达80~90 km(吴功建等，1991；高锐等，1998; Wittlinger et al., 2004).青藏高原地壳变形和地壳加厚机制问题(Argand, 1924；England and Housemann, 1986；Clark and Royden, 2000; Tapponnier et al., 2001)，一直以来是全球地球科学界研究和争论的焦点.研究表明，目前青藏高原仍然处在持续向外扩张生长之中(Yuan et al., 2013; Wang et al., 2016; Li et al., 2015; Zheng et al., 2017).而青藏高原的边界地带代表了青藏高原地壳最新的变形和加厚过程，是了解研究青藏高原地壳变形加厚过程的关键区域.

目前，涉及青藏高原东北缘祁连山地区地壳变形加厚机制主要有两种端元模型：(1)上地壳变形加厚模型.该模型认为地壳的变形加厚主要集中在上地壳部分，Galvé等(2002)通过宽角反射/折射地震资料观测到了上地壳加厚现象，而加厚的方式可能主要是通过上地壳的逆冲叠置作用(Burchfiel et al., 1989; Tapponnier et al., 1990; Zhang et al., 1990)；(2)下地壳变形加厚模型.这一模型认为地壳的变形加厚过程主要集中在下地壳部分，上地壳几乎未发生变形，而加厚的方式有管道流(channel flow；Clark and Royden, 2000)、岩浆底侵作用(magmatic underplating；Wang et al., 2003)两种不同认识.综合前人研究成果来看，青藏高原北缘祁连山地区地壳的变形加厚机制问题远未有定论，仍然存在巨大争议，亟需提供更多精确的证据，以此做更多深入的研究.但是，不论存在何种争议，几个地质事实却是真实存在的，即：(a)青藏高原东北缘上地壳的缩短变形(Zuza et al., 2016及其中的参考文献)以及造成的上地壳加厚(Galvé et al., 2002)；(b)下地壳的加厚(Wang et al., 2003).

造成这些争议的原因，本文认为主要是缺乏地壳深部精细结构证据的约束.青藏高原东北缘地壳浅表部的变形样式通过详细的野外地质调查、浅表部的反射地震勘探以及钻探资料等获得了良好的约束(杨树锋等，2007；Yin et al., 2008a, b)；而随着深度的加深，一些地球物理手段虽然获得了青藏高原东北缘岩石圈的电性结构特征(赵国泽等，2004；金胜等，2012)、速度结构特征(Zhang et al., 2013)，以及岩石圈几何结构特征(Feng et al., 2014; Tian et al., 2014; Ye et al., 2015)，但是，受限于探测手段分辨率不足的影响，对地壳深部的具体变形行为并未做明确的约束.深地震反射剖面技术是目前全球公认度高的能揭示高精度地壳结构图像的方法(王海燕等，2010).因此，本文以一条横跨祁连山与酒西盆地结合部位的深地震反射剖面(图 1)观测资料为研究基础，通过对地震剖面进行构造解译，获得青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位地壳的构造变形样式，以期给青藏高原东北缘的地壳变形加厚方式提供更多的证据.

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 基于DEM的青藏高原及邻区地貌简图；(b)北祁连山与酒西盆地结合部位地质构造简图(据1：20万地质图改编)及深地震反射剖面位置 Fig. 1 (a) A Digital Elevation Model (DEM) image showing simplified geomorphology of the Tibetan Plateau and adjacent regions; (b) A simplified geological map for the conjunction area of the North Qilian Shan and Jiuxi Basin (modified from the 1:200000 geological map) and the location of the deep seismic reflection profile

深地震反射剖面位于青藏高原东北缘构造转换带的北祁连山与河西走廊盆地的最西段，靠近NE走向的阿尔金断裂附近(图 1a).深地震反射剖面呈NNE—SSW走向自南而北穿过北祁连山、北祁连山前断裂带、酒西盆地、黑山—宽滩山断裂带等地质构造单元，该深地震反射剖面南北全长约90 km(图 1b).

北祁连山：为北祁连早古生代缝合带的一部分，于约10 Ma时(Zheng et al., 2010)快速隆升成山.北祁连山主体由前寒武纪结晶基底、寒武—奥陶纪地层、志留纪地层以逆冲构造岩片的形式构成，其间还可以见一些白垩纪和新生代的残余沉积盆地(图 1b).

北祁连山前断裂带：为一南倾、北冲的逆冲断裂带，将北祁连山古生代、中生代的岩石向北逆冲叠置到北边酒西盆地内的新生代地层之上(图 1b)，断裂带内断层面的倾角在40°~60°.从断层面上所见的正倾滑擦痕以及断层面附近的不对称褶皱可以判定北祁连山前断裂带内的断层主要是以逆冲活动为主(Tapponnier et al., 1990).北祁连山前断裂带往北约15 km作用还可见一些逆冲断层，如旱峡逆冲断层(图 1b)，这些断层也表现为南倾、北冲的运动形式，倾角在25°~30°(陈柏林等，2008)，这些断层可能最终向南在一定的深度归并到南边的北祁连山前逆冲断裂带内.

酒西盆地：为河西走廊盆地最西段的一个次级盆地，西起阿尔金断裂带，东至嘉峪关断裂—文殊沟断裂一带，南以北祁连山断裂为界，北达赤金峡山—宽滩山—黑山一带，面积约2700 km²(图 1b)，盆地呈长条状，大致平行于南边呈NWW走向的北祁连山.酒西盆地为一个与北祁连隆起相伴生的新生代前陆盆地(Wang et al., 2016).酒西盆地自新生代以来，在前新生代的基底之上沉积了巨厚的新生代地层，自上而下可以划分为渐新统火烧沟组(E₃h)、中新统白杨河组(N₁b)、上新统疏勒河组(N₂s)、下更新统玉门组(Qpy)、中更新统酒泉组(Qpj).酒西盆地内部深地震反射剖面所过之处的新生代沉积地层厚度在1.5~2 km(玉门油田石油地质志编写组，1989).

宽滩山—黑山断裂带：为酒西盆地的北部边界，表现为奥陶纪的地层向北逆冲在侏罗纪以及新生代地层之上(图 1b).Gao等(1999)由格尔木—额济纳地学断面计划获得的成果中认为该断裂为青藏高原北缘的最新边界断裂，并将其命名为“北边界逆冲断裂(north border thrust，NBT)”，为一条地壳尺度的大型逆冲边界断裂.

深地震反射剖面的数据采集自20世纪90年代实施的格尔木—额济纳地学断面计划，剖面全长约94 km.深地震反射数据采集采用可控震源组合作为人工地震震源，采用6台MOZ18/615型的可控震源车，每台震动25次作为施工参数，扫描频率8~40 Hz，扫描长度20~25 s，即在同一个地点6台震源车同时震动，且每台震源车震动25次，这一震动叠加作为一次有效激发；检波器采用DFS-V/FPCS数字地震仪；排列96道，道间距100 m，最小源检距100~1000 m，震源间距100~200 m，叠加次数24~48次，全剖面记录长度25 s.由于深地震反射剖面采集时间是90年代，所以采集当时所用的震源(可控震源车)以及检波器与现在采用的相比较都有较大的差距.但是经过严格的野外施工，我们还是采集到了可靠的资料.图 2a的单炮记录就可以看到一些有效的反射信息(红色箭头所示)，而且经过简单的静校正处理之后，反射信息更明显的显现出来了(图 2b).因此，采集到的原始数据还是可靠的.

图 2

Fig. 2

图 2 (a) 深地震反射剖面单炮记录；(b) TOMO静校正 Fig. 2 (a) Single shot record of the deep seismic reflection profile; (b) TOMO static correction

本次处理采用CGG、OMEGA和GRISYS多个处理软件相结合的手段，在详细分析原始资料的基础上，对处理方法和参数进行了大量的测试工作，确定了处理流程(图 3)，其中关键处理技术包括严格的叠前预处理、静校正、子波一致性处理和叠前去噪等.经过精细的数据处理过程，最终获得了一条叠加剖面以及一条偏移剖面.本文的研究采用了偏移剖面(图 4).

图 3

Fig. 3

图 3 深地震反射数据处理流程图 Fig. 3 Processing flowchart for deep seismic reflection data

图 4

Fig. 4

图 4 (a) 未解译的深地震反射偏移剖面；(b)初步解译的深地震反射偏移剖面 白色三角形代表一系列横向连续的强反射轴，可能代表浅部的沉积地层；红色三角形代表一条横向上可以断续追踪的强反射轴，可能为地壳内一滑脱层的反射；黑色三角形表示中下地壳内一些短的、近水平的反射轴；绿色三角形表示中下地壳内一系列向南倾斜的反射轴；蓝色三角形表示强反射的Moho；蓝色竖线表示Moho转换带；黑色点线表示一系列截断主要反射轴的逆冲断层；黑色粗虚线表示Moho；带字母的绿色圆圈表示透明反射区；红色实线表示北边界逆冲断裂(NBT). Fig. 4 (a) Uninterpreted migration image of the deep seismic reflection profile; (b) Preliminary interpretation of the deep seismic reflection profile White triangles are a series of prominent and continuous reflectors represented of sedimentary strata. Red triangles mean a prominent and continuous reflector, interpreted as a decollement layer. Black triangles are horizontal, short and strong reflectors in the mid-lower crust. Green triangles are south-dipping reflectors in the mid-lower crust. Blue triangles denote sharp Moho boundary. Blue vertical lines mean transitional Moho zone. Black dot lines are the truncated prominent reflector sequences, interpreted as the major thrust. Black heavy dash lines are interpreted Moho boundary in the seismic profile. Green circles with letters are seismically transparent zones. Red heavy line is North Border Thrust (NBT).

表 1 Table 1

表 1 深地震反射数据采集参数 Table 1 Data acquisition parameters of deep seismic reflection profiling 采集参数 震源 6台MOZ18/615型可控震源车 震源间距/m 100~200 接收道数/道 96 记录长度/s 25 覆盖次数/次 24~48 道间距/m 100 检波器 DFS-V/FPCS数字地震仪

表 1 深地震反射数据采集参数 Table 1 Data acquisition parameters of deep seismic reflection profiling

图 4a展示了我们在研究区获得的高精度的深地震反射剖面，剖面中一些显著的、清晰的强反射同向轴在图 4b中用不同的符号进行了标注，并在图 4的底部图注中进行了详细的说明，剖面中更细致、具体的反射特征将会在下文进行阐述.深地震反射剖面的横轴表示共深度点(Common Depth Point, CDP)编号，纵轴表示双程走时(two-way-travel time).本文采用6 km·s^-1的地壳平均速度来进行时-深转换.在剖面中还得注意的一点是零时所在的位置代表海拔3000 m.

深地震反射剖面中显示的岩石圈地幔(双程走时19~17 s之下)反射特征表现为呈弥散性分布的、长度较短的(长度＜2 km)反射同向轴(图 4).但是在深地震反射剖面的右下角位置(CDP：903~1703，双程走时17~21.5 s)可见一系列向南倾斜的、长度较短的强反射同向轴(图 5a).剖面中显示的这些向南倾斜的、长度较短的强反射同向轴与Moho面之上的中下地壳的强反射轴的反射特征比较相似(向南倾斜的倾角几乎一致，而且强反射轴的长度也近乎等长)，因此我们推测目前残留在岩石圈地幔内部的反射轴所代表的地幔物质可能是在新生代挤压缩短变形过程中从下地壳挤入的物质.除了剖面右下角位置(CDP：903~1703，双程走时17~21.5 s)所见的反射特征之外，地震剖面中展现的岩石圈地幔上部总体的反射特征表现为“透明反射”的特点.

图 5

Fig. 5

图 5 (a) 岩石圈地幔局部反射特征图；(b) Moho面局部反射特征图；黑色虚线表示Moho面(位置见图 4a) Fig. 5 (a) Up-close view of uppermost mantle lithosphere in deep seismic reflection section; (b) Up-close view of the Moho (black dashed line) in deep seismic reflection section (location shown in Fig. 4a)

我们的地震反射剖面清晰地揭示了研究区复杂的Moho面几何形态(图 4b)，根据揭示的Moho面的反射特征，可以将Moho面分为两类：一类变现为厚300~500 m的强反射同向轴(图 4b、5)；另一类表现为厚300~3000 m，反射信号相对较弱的反射转换带(Moho transitional zone；图 4b、5).本文将这些具有一定厚度的反射轴的底部解释为定义中的Moho面，以6 km·s^-1的地壳平均速度进行时-深转换，获得Moho面的埋深在45~54 km，表现为南部深向北变浅，与前人揭示的Moho面深度基本一致(Han et al., 2012; Tian et al., 2014).

本文将深地震反射剖面的Moho面之上，双程走时8 s之下的部分定义为中、下地壳，中下地壳的反射信号要明显的强于岩石圈地幔顶部的反射信号(图 4b).以NBT为界，可以将中下地壳划分为反射信息完全不同的两部分(图 4b).NBT北边的中下地壳以向南倾斜的(倾角约为14°)、短的(长度＜8 km)反射同向轴为基本特征，但是这些向南倾斜的、短的反射同向轴可以从双程走时8 s处一直向下断续追踪到Moho面附近(图 4b绿色三角形所标示).此外，在中下地壳中还显示了两个反射地震透明区(图 4b).NBT南边的中下地壳总体表现为透明反射的特点，但是透明反射的中下地壳中还可见少许弥散性断续分布的近水平反射同向轴(图 4b).

根据上地壳(双程走时8 s之上的部分)的反射特征，可将上地壳进一步划分为上地壳顶部和上地壳底部两个部分，大致以双程走时4 s为分界线(图 4b).上地壳的顶部以清晰的、横向可连续追踪的强反射同向轴为特征(图 4b)，一般都认为是地壳浅表沉积地层的反射特征.因此地震剖面中顶部那些清晰的，呈薄层状的强反射同向轴代表了研究区从寒武纪一直到第四纪的沉积地层.双程走时4~8 s的上地壳底部的反射信息相比于上地壳顶部明显减弱，反射同向轴的长度明显变短以及分布也明显更为稀疏(图 4b)，这可能是因为上地壳底部为前寒武纪结晶基底造成的.

上地壳底部还显示了一个比较明显的、横向上可以断续追踪的薄层状反射同向轴(图 4b红色三角形标示)，该反射同向轴分布在整个剖面双程走时6~8 s之间，略向南倾斜，倾角在8°左右，并且在CDP1253之下，双程走时6 s的深度被NBT错段，垂向错断了约9 km(3 s×3 km·s^-1；图 4b)，推测这一连续的反射同向轴可能为上地壳内部滑脱层的反射特征.

如前文所述，目前已有的两个端元模型分别给出了青藏高原东北缘祁连山地区地壳可能的变形加厚方式.上地壳变形加厚模型认为青藏高原东北缘祁连山地区地壳变形集中在上地壳，上地壳的逆冲叠置是造成地壳加厚的原因(Burchfiel et al., 1989; Tapponnier et al., 1990; Zhang et al., 1990).但是，这一模型忽略了下地壳的变形以及下地壳变形对地壳加厚的贡献.且从目前研究区地球物理资料的揭示来看，下地壳也的确存在加厚现象(Wang et al., 2003).因此，上地壳变形加厚模型并未能用以完全解释青藏高原东北缘祁连山地区地壳的变形加厚现象.

下地壳变形加厚模型首先就无法解释上地壳的强烈缩短变形(Zuza et al., 2016)，即使暂且忽略上地壳缩短变形这一地质事实，上文所述的关于下地壳变形增厚的两种不同方式，即管道流(channel flow)和岩浆底侵作用(magmatic underplating)也未能完全解释一些近几年揭示的关于青藏高原东北缘的深部地质现象.青藏高原东缘以及东南缘目前被认为是管道流模型可能存在的重点区域(Liu et al., 2014)，这些区域揭示的地壳低速层其S波速度在3~4 km·s^-1(Liu et al., 2014).虽然青藏高原东北缘也揭示出了地壳低速层(崔作舟等，1995; Liu et al., 2006; Zhang et al., 2013; Shen et al., 2015；Ye et al., 2015)，但是地壳低速层只表现为P波低速，S波并未显示明显的低速特征(崔作舟等，1995)，且低速层的深度在20~30 km.青藏高原东北缘与青藏高原东缘、东南缘的地壳低速层S波速度存在很大的差异.因此，从S波速度差异方面来看，青藏高原东北缘的地壳低速层能否如青藏高原东缘以及东南缘那样用管道流模型来解释还需要进一步商榷.从实验岩石学角度出发，青藏高原东北缘的地壳低速层更接近于糜棱岩(邓晋福等，1995)，而糜棱岩能否用于解释地壳管道流模型也是待定的，目前也没有学者论证这一观点.如果青藏高原东北缘的地壳加厚是通过岩浆底侵的方式实现的，那如此大规模的岩浆底侵势必会造成大规模的岩浆活动，但是青藏高原东北缘地区鲜有新生代岩浆活动发育.而且，大量幔源岩浆底侵到下地壳之中的话会造成下地壳密度增大、地震波速度增大，但是从折射地震资料揭示的结果来看，下地壳的成分为中酸性物质成分，地震波速度并没有明显增加(崔作舟等，1995; Liu et al., 2006; Zhang et al., 2013).综上所述，目前关于青藏高原东北缘地壳变形加厚的两种端元模型并未能很好的解释地壳的变形加厚问题.

从获得的深地震反射剖面资料以及综合地质解释结果来看，青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的整个地壳都发生了强烈的缩短变形，但是，上、下地壳的缩短变形并不是连续的，而是发生了解耦(图 6).在深地震反射剖面双程旅时6~8 s范围内，可见一横向上可以连续追踪、略向南倾斜的反射同向轴(图 4b红色三角形标示).以6 km·s^-1的地壳平均地震波P波速度进行换算，则这一深度约为14~24 km，这一连续同向轴的展布深度与前人在该处发现的低速层顶面的埋深位置基本吻合(崔作舟等，1995).而实验岩石学证据表明，组成这一低速层的物质的地震波速度与糜棱岩的地震波速度非常类似，因此推测这一低速层的物质组成可能是糜棱岩(邓晋福等，1995).正常的地温梯度之下，这一深度也是糜棱岩发育的正常深度(Brace and Kohlstedt, 1980).因此，我们将深地震反射剖面中揭示出的这一连续同向轴解释为一滑脱带(图 6).以这一滑脱带为界，上、下地壳的变形样式发生了明显的解耦现象(图 6).滑脱带之上的可见一系列有规律的南倾北冲逆冲断裂，而这些断裂都向下归并至滑脱带之上，且自南而北变形强度有所减弱(图 6)，可能指示着青藏高原正以逆冲断裂的形式向东北缘方向扩张.剖面中变形最强的南端正是现今的祁连山，而酒西盆地之下的隐伏逆冲断裂可能代表着青藏高原向东北缘扩张的未来方向.滑脱带之下的地壳以发生复杂错断、叠置的Moho面为变形标记指示地壳发生了复杂的缩短变形，此外Moho面至滑脱带之间的地壳内部还可见一些北倾南冲的逆冲断裂(图 6).此外，与滑脱带之上地壳自南而北变形强度变弱正好相反，滑脱带之下的地壳越往北变形强度反而增强(图 6).

图 6

Fig. 6

图 6 深地震反射剖面构造解译图 NQFT：北祁连山前逆冲断裂；NBT：北边界逆冲断裂；TWT：双程旅时(单位秒). Fig. 6 Structural interpretation of the deep seismic reflection profiling NQFT: North Qilian Frontal Thrust; NBT: North Border Thrust; TWT: Two-Way-travel-Time.

从获得的深地震反射剖面资料来看，青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的地壳是整个发生了缩短变形，这一发现基本可以解释上文所提及的两个基本地质事实，即：(a)青藏高原北缘上地壳的缩短变形；(b)下地壳的加厚.青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的地壳整体缩短变形在整个地壳内部并不是统一连续的，而是以地壳内的一滑脱带为界，上、下地壳的变形是发生了解耦的.滑脱带之上的地壳以有规律的南倾北冲逆冲断裂为主要的变形样式发生逆冲、叠置，而滑脱带之下的地壳以错断、叠置的Moho面为变形标志指示地壳发生了复杂的缩短变形.进而我们推断认为青藏高原东北缘地壳的加厚机制可能为整个地壳的缩短变形作用，但是地壳的缩短变形具体能给地壳的增厚贡献多大的量还需要进一步做深入的研究.

青藏高原隆升的动力学背景长期以来被认为是基于南侧印度大陆向北插入喜马拉雅山脉与藏南特提斯构造带之下引起的单向挤压作用，直到20世纪80、90年代亚东—格尔木—额济纳地学断面计划实施之后，发现青藏高原的隆升以及地壳加厚过程是处于南、北双向构造挤压力作用之下(吴功建等, 1991；高锐等，1998)，印度板块向北的挤压和西伯利亚板块的向南楔入，构成了青藏高原岩石圈最新变形的动力学环境(高锐等, 1995, 1998；Gao et al., 1999).近些年来，揭示青藏高原北缘大陆向南插入于青藏高原之下的证据也显著增多，Kumar等(2005)和Zhao等(2010)的宽频带接收函数图像清晰地揭示了塔里木板块的岩石圈地幔已向南楔入青藏高原之下.青藏高原北缘的东段地区也有越来越多的证据揭示了北边地块岩石圈地幔向南楔入青藏高原之下，如：宽频带接收函数图像清晰地追踪到了柴达木地块的岩石圈地幔已向南进入青藏高原岩石圈地幔之下(Kind et al., 2002; Kumar et al., 2005; Zhao et al., 2010, 2011)，认为青藏高原北缘整个骑跨(overriding)于亚洲板块之上(Zhao et al., 2011)；宽频带接收函数图像还揭示了位于祁连山地体之下的阿拉善地块岩石圈地幔，指示阿拉善地块也往南边的青藏高原东北缘之下楔入(Feng et al., 2014; Ye et al., 2015).此外，地震层析成像结果也于青藏高原之下的更深处追踪到了亚洲岩石圈的信息(Replumaz et al., 2013).以上种种证据指示青藏高原北边地块(亚洲板块)向南下插(underthrusting)于青藏高原之下，对高原向北的生长可能起着重要的作用.

深地震反射剖面揭示的青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的地壳变形方式似乎也支持亚洲板块俯冲于青藏高原之下.深地震反射剖面资料揭示祁连山与酒西盆地结合部位的地壳变形方式以壳内的一滑脱带为界，上、下解耦，且变形强度也存在差异，即滑脱带之上的地壳自南而北变形逐渐减弱，而滑脱带之下的地壳变形强度则自南而北显示有逐渐增强的趋势(图 6).如果其变形动力来自于亚洲大陆南侧印度大陆向北的俯冲挤入，则不应该出现这一现象.祁连山与酒西盆地结合部位这一地壳变形现象的一种可能解释为：亚洲岩石圈地幔向南俯冲下插与青藏高原之下时，由于大陆地壳物质无法随地幔物质同时俯冲进入地球深部，大陆地壳物质只能在亚洲大陆岩石圈地幔俯冲下插的拖曳力之下发生向南运动并与南侧的祁连山地壳发生相互挤压，进而发生缩短变形；随着下地壳缩短变形到一定程度，滑脱带之上的地壳也被动的发生缩短变形，形成剖面中所示的逆冲断裂(图 6).这一变形过程是一个自深部而浅部，再到地表的完整变形过程.祁连山与酒西盆地结合部位地壳的这一变形过程也从侧面反映了亚洲大陆向南的俯冲下插对青藏高原向北扩张的动力学意义.

本文以一条穿越青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的深地震反射剖面为基础，通过综合解释，获得以下两点认识：

(1) 青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位地壳变形以壳内滑脱带为界上、下解耦.滑脱带位于壳内低速层的顶部，深度14~24 km.滑脱带之上的地壳部分以一系列南倾、北冲，并向下终止于滑脱带的逆冲断裂变形为主，指示了青藏高原向北的扩张方式；滑脱带之下的地壳以Moho面作为变形标志，指示了复杂的挤压缩短变形.

(2) 青藏高原东北缘祁连山与酒西盆地结合部位的上、下地壳都经历了缩短变形，据此我们推测地壳整体的缩短变形对青藏高原东北缘地壳的变形加厚起到了决定性的作用，甚至在整个青藏高原地壳的变形加厚过程中都起到了重要作用.因此我们的证据并不支持青藏高原东北缘地壳变形加厚的两种端元模型，即：(a)上地壳变形加厚模型；(b)下地壳变形加厚模型.