关于青藏高原东昆仑造山机制与隆升过程，全球众多科学家先后进行了多次、多学科研究，基于大量地球物理、地质填图、地球化学等数据提出多种造山模式，然而这些模式中关于深部构造部分主要还是以大尺度推断为主，缺乏实际地球物理小尺度数据证据(赵文津等，2014).在2007年前后，中、美、德、英多国科学家开展“国际合作喜马拉雅与青藏高原深剖面及综合研究”(INternationalDEep Profiling of Tibet and Himalayas，INDEPTH)项目第四阶段的研究，完成横穿柴达木盆地与东昆仑山造山带的地质、地球物理深剖面，地质任务是查明上地壳与岩石圈深部的构造关系、探究东昆仑山脉隆升过程与造山机制.深反射地震测线布设如图 1所示.截至目前，除了深反射地震数据外，INDEPTH IV部分研究成果已由赵文津、M.S.Karplus，J.Mechiel、吴珍汉、R.Kind等人发表文章或专著.可是，研究成果中深反射地震数据利用率很低，仅对5个大炮激发、天然地震台站数据进行处理与分析，数据处理仅提取纵波接收函数大尺度反演地下界面，依赖广角地震速度模型Karplus等提出东昆仑的新造山模式(Karplus et al.，2011).INDEPTH IV深反射地震采集观测系统设计针对性不强和野外施工困难，造成原始数据信噪比低、噪音干扰严重等问题，严重阻滞地震处理进程，经过INDEPTH项目组长期研究，深反射地震剖面信噪比有所提高，岩石圈构造特征较为明显.本文作者们肯定前人部分研究成果，但认为东昆仑造山带岩石圈从浅至深还存在一些地质构造问题，如浅层逆冲断裂系构造模式、隐伏的北昆仑断裂存在形式，同时针对东昆仑构造模式除“地壳流”概念之外是否还应考虑其他方案(赵文津等，2014；赵凌强等，2015).本文利用INDEPTH IV深反射地震单炮、速度和叠加剖面等成果，综合解译数据，发现东昆仑造山带上地壳存在挤压走滑动力学特征的深部证据、上下地壳间存在松潘—甘孜古洋壳不连续反射和下地壳Moho界面上存在低速高导体反射波异常，并提出东昆仑造山带隆升过程的另一种模式，以助于深化认识东昆仑造山模式.

图 1

Fig. 1

图 1 INDEPTH IV深反射地震测线位置 (蓝色圆点：检波点，红色三角：炮点，KS1—KS5：大炮) Fig. 1 INDEPTH IV deep-reflection seismic survey map (Blue circle：Receiver，red triangle：Shot，KS1—KS5：Big Shot)

研究表明，青藏高原昆仑山脉被左行走滑的阿尔金断裂分为东西两部分，东昆仑山整体处于青藏高原内部偏北，平均海拔约5000 m，比北部柴达木盆地高出近一倍(许志琴等，2001).在整个中国地质构造背景下，东昆仑造山带处于巨型纬向构造体系中秦岭—昆仑构造带上，造山带局部遭受强烈挤压变形，形成紧闭平行的密线状褶皱，其中，主要压性断裂皆向北倾斜，内部地块或岩层皆向南推覆、逆掩，尤其是印支运动以来产生的大规模动力变质带(Yang et al.，1996；刘和甫，2001；沈正康等，2003).INDEPTH IV近地表地质构造及岩石出露情况如图 2所示，主要包括南北昆仑断裂(SKF，NKF)及隐伏的北昆仑逆冲断裂(NKT)，东昆仑山脊部遍布多时代变质岩系，北部柴达木盆地为第四系沉积覆盖，南部为中生代和新生代沉积地层.东昆仑造山动力变质带主要由前寒武纪、早古生代-晚古生代早期、晚古生代-早中生代、晚中生代-新生代构造岩浆岩组成，同时含有前寒武纪片麻岩、新元古代至三叠纪低级变质沉积岩和侏罗纪-新生代陆相沉积地层(陈宣华等，2002；吴珍汉等，2009).

图 2

Fig. 2

图 2 INDEPTH IV测线主要地质构造及地表岩石 (黄色五角星：KS大炮) Fig. 2 INDEPTH IV profile′s primary tectonics and surface rocks (yellow star：KS big shot)

地球化学及热年代学表明，东昆仑大陆地壳主要形成于早元古代晚期，代表性的前寒武纪变质基底岩系主要有北部白沙河岩群、小庙岩群和南部苦海杂岩，小庙岩群中变质锆石显示反映出清水泉蛇绿岩为代表的中元古代洋盆闭合和南北基底块体的拼合(Liu et al.，2005).在古生代期间，东昆仑中段长期处于古亚洲南部边缘，发育沟-湖-盆构造系，形成奥陶纪纳赤台群绿片岩、泥盆纪流纹安山岩、早石炭世枕状玄武岩和二叠纪绿片岩及中酸性侵入岩(倪晋宇等，2010；Zhang et al.，2011).中生代早中期，东昆仑中部仍处于古亚洲大陆南缘构造环境，三叠纪发育碳酸盐岩-碎屑岩沉积，在燕山期广泛发生绿片岩相区域变质、韧性剪切变形和岩浆侵位(陈宣华等，2002).自早白垩世起，东昆仑中段开始处于较稳定的滨浅海环境，形成厚达千米的灰岩和碎屑岩沉积；晚白垩以来，东昆仑地区结束海相沉积历史，转为陆内构造活动环境(吴珍汉等，2009).古近纪早期东昆仑南缘形成古新统-始新统风火山群砾岩和渐新统雅西错群砂砾岩，新近纪主要发育湖相沉积地层，如中新统五道梁群泥灰岩和砂砾岩，中新世晚期-上新世部分地区发育湖相粉砂岩(Yuan et al.，2006；吴珍汉等，2009).早更新世东昆仑南部处于湖相沉积环境，晚更新世-全新世发育多期冰川作用及冰碛、冰水沉积与河流沉积(吴珍汉等，2009).第四纪在东昆仑南部发育长度超过2000 km的大型左旋走滑断裂系，即东昆仑活动断裂，在东昆仑中段有西大滩活动断裂和库塞湖活动断裂组成，近地表东西向地震变形带指示在晚更新世-全新世曾发生多期强烈地震活动(吴珍汉等，2009；姜高磊等，2015).

除了上面上地壳沉积岩系和变质岩系的指示特征外，深部构造认识对东昆仑造山带隆升过程研究至关重要.崔军文等基于亚东-格尔木地学大断面研究，认为东昆仑北部结晶基底与柴达木盆地北缘构造演化历史类似，同属塔里木-中朝板块(崔军文等，1992).尹安与Harrison依据印度—亚洲板块碰撞导致的青藏高原各地块隆升缩短的边界条件，认为柴达木盆地与东昆仑山同属于一个地块(尹安，2001).许志琴等认为，柴达木地块基底类似东昆仑北地体、祁连山地体，同样经历早古生代变质作用，提出了东昆仑地壳内先后发生两次向北逆冲推覆构造、叠合在柴达木盆地上的模式(许志琴等，2006；陈长云等，2013).丁林认为柴达木盆地的性质为弧后拉张盆地，其基底具有亲昆仑性质(Ding et al.，2003).为此，东昆仑造山带深部构造背景描述以东昆仑山—柴达木为一个地块展开，当前主要存在以下几种构造模式认识.

① 尹安与Harrison提出在早二叠世松潘—甘孜洋开始向北俯冲，导致东昆仑—柴达木地块南缘深成岩上侵，此时东昆仑山北部、柴达木盆地南缘属前陆盆地初始阶段；三叠纪起松潘—甘孜洋开始海相复理石沉积，可能在松潘—甘孜地块之下保留古洋壳残片(尹安，2001).丁林认为，松潘—甘孜洋三叠纪复理石沉积物源来自昆仑山—柴达木地块，复理石堆积与东昆仑山抬升剥蚀同时进行，柴达木盆地具有弧后盆地性质(Ding et al.，2003).本文作者们认为，松潘—甘孜洋向北俯冲必然使东昆仑弧后地带产生南倾的逆冲断裂带，类似反向前陆逆冲带，即二叠世晚期或者三叠世早期东昆仑弧后地带成为柴达木盆地初始阶段.

② Tapponnier、许志琴、Kind等人均提出，柴达木南缘北昆仑断裂(NKF)从上至下切断整个地壳，断裂倾向略偏南，将厚70 km松潘—甘孜地壳与厚50 km东昆仑—柴达木地壳分隔.松潘—甘孜地块与东昆仑—柴达木地块岩石圈与其深部古亚洲岩石圈发生相对运动，亚洲岩石圈向南俯冲导致东昆仑岩石圈增厚(Tapponnier et al.，2001；许志琴等，2001；Kind et al.，2002).可以看到，北昆仑断裂南倾是由古亚洲岩石圈南向俯冲的结果，这与松潘—甘孜洋向北俯冲的认识存在矛盾，同时不能解释两地块的地壳增厚机制.

③ Meyer、DeCelles等人提出，东昆仑—柴达木地块下地壳随岩石圈地幔从北昆仑断裂(NKF)向南俯冲到松潘—甘孜地块之下，导致部分上地壳向北逆冲，在昆仑—柴达木地块之上叠合缩短，东昆仑地区因下地壳下沉而增厚，而柴达木南缘因上地壳挤压缩短而增厚，整体效应是松潘—甘孜地块增厚(Meyer et al.，1998；DeCelles et al.，2002).可以看到，该模式没有说明松潘—甘孜地块和昆仑—柴达木地块的不同地壳厚度和Moho面深度变化原因.

④ 尹安等人又提出，松潘—甘孜地壳楔挤入东昆仑—柴达木地块中地壳部位，东昆仑—柴达木上地壳向南逆冲推覆、下地壳则俯冲到松潘—甘孜地壳楔之下，类似鳄鱼嘴模式.由此，东昆仑—柴达木上地壳挤压过程中产生一系列向南逆冲断层，导致昆仑—柴达木地块南缘地壳增厚.盆地岩石圈地幔从NKF底部向松潘—甘孜地块岩石圈地幔之下俯冲，认为南、北断裂均从下地壳底部向上伸展，将松潘—甘孜地块地壳与地壳楔切开(Yin et al.，2008).

⑤ Karplus等依据INDEPTH IV广角地震速度反演提出新模式，该模式建立基础是松潘—甘孜地块存在两套韧性层，分别位于地下20~35 km处及50~70 km处.第一种模式认为上地壳韧性层在南部挤压下进入柴达木地块上地壳，与北昆仑逆冲(NKT)相连形成昆仑山前锋，下地壳韧性层挤入柴达木岩石圈地幔中，造成松潘—甘孜地块与柴达木地块岩石圈地幔之间18 km台阶，否定北昆仑断裂为产生莫霍面台阶的主因.另一种模式认为南昆仑断裂是切断整个地壳型深大断裂，将松潘—甘孜地块与昆仑—柴达木地块分开，使得松潘—甘孜地块上地壳韧性层向北移动受阻，未能进入柴达木地壳(与NKT无关了)，两地块间莫霍面台阶是由松潘—甘孜与东昆仑地块下地壳流向北挤入所造成(Karplus et al.，2011).本文作者们认为两种模式给出地壳增厚与地表构造关系的明确概念，但是广角地震速度剖面不能约束昆仑山中、上地壳的逆冲断裂的存在.

因此，综合以上地表变质岩系和构造模式分析，东昆仑造山模式中关键问题包括：南、北昆仑断裂是否切断东昆仑—柴达木地块岩石圈地壳，南、北昆仑断裂的倾向怎样，即东昆仑造山带浅层逆冲断裂系构造模式；松潘—甘孜地块的古洋壳是否存在，位置如何，这将关系到隐伏的北昆仑断裂是否存在的认识；松潘—甘孜地块下是否存在韧性层，即地壳流存在的客观证据.下面将以INDEPTH IV深反射地震数据处理与解释为基础，结合其他地球物理数据，重新认识这些问题.

INDEPTH IV深反射地震测线位于柴达木盆地南缘与昆仑山结合部，沿曲马莱—东大滩—格尔木水泥厂—格尔木市—察尔汗盐湖布置，地表平均海拔4000 m，柴达木盆地南缘2650 m，东大滩—曲麻莱平均在4500 m以上，昆仑山最高处接近5500 m.地震工区属于青藏高原大陆型地貌，地震地质条件主要包括三种类型，即第四纪戈壁滩区、砾石区、花岗岩区，均对地震激发、接收造成不利影响.深反射地震剖面有效长度约100 km，观测系统设计采用全排列接收形式，接收点共1000个，间距为50 m；单炮震源采用80 kg炸药激发，炮点井深不低于风化壳厚度，炮间距1 km，共95炮，炮点位置向南部山区延伸；另外还布设5个大炮，激发药量约2 t，位置分布在接收线中间和两端，如图 1中KS1—KS5所示.受高原地震施工条件限制，炮点和检波点布设采用弯线方式，处理中由共中心点(CMP)位置网格化成一条二维线，纵向网格中心间距为50 m(考虑提高覆盖次数)，横向网格间距为5000 m，最高覆盖次数109次，以此定义地震观测系统和加载道头.

观测系统设计特殊性和地震地质条件复杂性造成INDEPTH IV深反射地震处理的最大难点是近地表静校正和噪音衰减，以此制定如图 3的处理流程.流程的核心思想是最大程度提高叠前道集信噪比和叠加速度分析精度，主要分为静校正、噪音衰减、地表一致性处理、速度分析和优化叠加步骤.地表一致性处理步骤类似常规地震勘探资料处理，下面仅从静校正、噪音衰减和CRS叠加三方面详细阐述INDEPTH IV处理过程，再由最终叠加剖面提出构造解释模式.

图 3

Fig. 3

图 3 INDEPTH IV 地震处理流程 Fig. 3 INDEPTH IV′s processing flow

(1) 静校正

对比初至波、面波与近地表高程的变化关系，INDEPTH IV测线近地表风化壳变化导致初至抖动剧烈、反射波双曲形态畸变，使得地震处理中静校正问题突出、建立近地表模型困难.考虑目前的静校正方法应用条件，至少有两条原因限制某些成熟静校正方法的应用，其一，单炮初至干扰严重，不利于拾取；其二，观测系统方式不利于基于对称方式的静校正应用，如EGRM算法或层析反演算法(王志刚等，2014).因此，无论是基于水平层状模型，还是基于连续介质模型，仅仅单一静校正方法不能解决INDEPTH IV深反射静校正问题，需采用综合静校正方法.综合静校正重点考虑高程变化和风化层厚度、速度变化，高程变化可采用高程法校正，考虑高程、炮点井深和替换速度等关键参数，预期解决静校正长波长分量；在高程校正基础上，采用初至波剩余静校正消除局部风化层厚度和速度变化，关键步骤及参数是高信噪比初至拾取、初至拟合平滑距离、校正量分解，预期解决中、短波长静校正问题.静校正过程中，考虑高程落差幅度和折射波速度，最终选择基准面5500 m，替换速度为5000 m·s^-1.从单炮效果看，如图 4及图 5所示，高程静校正与初至波剩余静校正联合，能够校正地表高程变化和近地表风化壳异常产生反射同相轴的畸变，校正后深层反射同相轴明显突出.

图 4

Fig. 4

图 4 INDEPTH IV 静校正前FFID37单炮记录(CDP：1860—2380，时间T：17.5~25s) Fig. 4 INDEPTH IV′s shot gather No.37 before an elevation statics(CDP:1860—2380，T:17.5~25s)

图 5

Fig. 5

图 5 INDEPTH IV 静校正后FFID37单炮记录(CDP：1860—2380，T：17.5~25s) Fig. 5 INDEPTH IV′s shot gather No.37 after an integrated statics(CDP:1860—2380，T:17.5~25s)

(2) 噪声衰减

INDEPTH IV深反射地震噪音干扰严重，信噪比极低，这可能是近五、六年来INDEPTH IV深反射数据不能获得有效反射剖面的主要原因.测线南部单炮(文件号118)见图 6所示，图中可见，车辆、风、人为干扰十分严重，面波、次生折射、异常振幅非常发育，基本淹没有效反射波.综合地震噪声振幅、频率和相位分析，除了非地质性的因素外，还包括复杂地质构造造成的非双曲线“干扰”，如陡倾角的断面反射、异常绕射、回折波反射等.因此，INDEPTH IV深反射地震处理中噪声衰减重点考虑非地质性噪声而保护复杂地质构造造成的反射波场.根据噪声特点，工区噪声可分为规则和随机两大类.

图 6

Fig. 6

图 6 INDEPTH IV 噪声压制前FFID118单炮记录(T：0~10s) Fig. 6 INDEPTH IV′s shot gather No.118 before an integrated noise suppression(T:0~10s)

随机噪声没有固定频率和视速度，地震数据中整炮或者区域表现杂乱无章的背景；规则噪声主要包括相对较高振幅的次生折射和低频面波，二者掩盖有效反射波，是影响信噪比的主因.图 7所示INDEPTH IV单炮时频谱、频率波数谱，可见有效频率在5~55 Hz范围，50 m道距导致在10 Hz发生空间假频，因此常规的高通滤波、FK滤波不能适用(刘洋等，2008).基于以上的认识，对INDEPTH IV深反射数据噪声处理原则或顺序是“先低频、后高频；先低速、后高速；先规则、后随机”，应对方法主要采用基于统计学原理的异常振幅压制技术，包括LIFT面波衰减、地表一致性ZAP噪声衰减、分频扫描多道统计异常振幅AAA噪声衰减、叠前RNA噪声衰减、高信噪比滤波等等.图 6单炮FFID118处理结果如图 8所示，可见大部分高频噪声和部分车辆干扰得到压制.

图 7

Fig. 7

图 7 单炮FFID118的F-K谱和T-F谱 Fig. 7 Shot No.118′s F-K and T-F spectrums

图 8

Fig. 8

图 8 INDEPTH IV 噪声压制后FFID118单炮记录(T：0~10s) Fig. 8 INDEPTH IV′s shot gather No.118 after an integrated noise suppression(T: 0~10s)

(3) 优化叠加

针对低信噪比地震数据，除了静校正和噪声衰减外，速度分析和叠加也是关键处理技术.众所周知，速度扫描是低信噪比地震处理速度分析的常用手段，这也成为INDEPTH IV深反射数据精细速度分析的重要手段，速度可靠不仅可以提高信噪比，而且能够提高反射波剩余静校正量精度.常规处理流程中，叠加可以大幅度提高信噪比，然而常规的CMP叠加是基于水平层状假设、平均意义上的叠加，对信噪比较低的INDEPTH IV深反射数据还不够，原因在于覆盖次数较低、叠加速度精度不高.CRS叠加方法突破常规CMP叠加介质理论假设，基于地震波动理论考虑菲涅尔带叠加效应，由位置、倾角、曲率三参数来刻画地震波的传播；CRS优化叠加处理一方面可以提高叠加剖面信噪比，另外一方面还可以输出偏移距规则化的炮集或者CMP道集，依此再进行速度分析，可以提高速度分析精度(Jäger et al.，2001).最终叠加剖面和速度剖面成果如图 9和图 10所示，此外，图 10上图是图 9的蓝色方框部分局部放大极性振幅显示，发现剖面10~20 s位置存在同相轴蚯蚓化、异常低频反射.

图 9

Fig. 9

图 9 INDEPTH IV 地震叠加剖面(CDP：455—2236，T：0~25s) Fig. 9 INDEPTH IV′s seismic profile(CDP:455—2236，T:0~25s)

图 10

Fig. 10

图 10 INDEPTH IV 地震叠加剖面局部低频异常(CDP：1040—2160，T：8~19s)及测线叠加速度剖面(CDP：1—3167，T：0~30s) (a)CDP范围1080—2200地震剖面振幅变面积显示;(b)全测线的叠加速度场值. Fig. 10 INDEPTH IV′s seismic low-frequency anormably zone(CDP:1040—2160，T: 8~19s) and stacking velocity profile(CDP:1—3167，T:0~30s)

最后，经过有针对性的静校正、噪声衰减和CRS叠加处理，INDEPTH IV剖面信噪比方面有了明显改善，浅、中、深部反射同相轴显示清晰.根据剖面反射同相轴与岩层波阻抗变化(波阻抗为速度与密度之积)对应关系，联合单炮分析，解释INDEPTH IV剖面中主要有三处新发现，其一，东昆仑造山带中段上地壳地层具有挤压走滑、断展褶皱等动力学特点，图 9中CDP1450位置2~3 s附近反射界面同相轴曲率符号变化，代表东昆仑造山带东西向走滑特征，总体呈北倾趋势、向南逆冲推覆，倾角变化向南趋势渐大；其二，上、下地壳之间存在不连续松潘—甘孜古洋壳反射特征，主要体现在图 9中CDP115010s、CDP16506s、CDP19505s附近，趋势向南加深，中间明显存在断阶；其三，东昆仑山下偏南、局部Moho面以上存在异常低频反射，出现在图 10a中CDP155014s±4s范围，图 10b叠加速度场在CDP1550位置明显存在变化，可能指示局部熔融、低速高导体存在.因此，依据上述分析，INDEPTHIV深反射地震构造模式如图 11所示.

图 11

Fig. 11

图 11 东昆仑造山带构造模式 Pt3：下元古界界面，NKF:北昆仑断裂，SKF:南昆仑断裂，FSF:风火山断裂，KHF:库塞湖断裂，NKT：北昆仑逆冲断裂. Fig. 11 East Kunlun orogenic belt′s tectonic model Pt3: Lower Proterozoic base，NKF: North Kunlun Fault，SKF: South Kunlun Fault， FSF: Fenghuoshan Fault，KHF: Kusaihu Fault，NKT: North Kunlun Thrust.

构造模式解释如下：

(1) 晚元古代早期，青藏高原北部处于原特提斯构造演化阶段，演化延续到大约早古生代奥陶纪末，此时东昆仑—柴达木地块属于原特提斯洋南缘.晚奥陶世原特提斯洋两侧大陆发生碰撞，北侧劳亚大陆和南侧冈瓦纳大陆连接形成联合古陆.碰撞导致东昆仑—柴达木地块洋壳呈向南俯冲趋势，详见构造模式图 11中20~37 km深度范围(Pt₃)和叠加剖面图 10中CDP995 11s、CDP1895 6.5s位置反射波组；此外，昆仑山(CDP1535)下6~10 s范围反射同相轴凌乱，可能与低速体上涌相关.

(2) 从晚古生代石炭纪开始，联合古陆大致沿原特提斯东昆仑—柴达木地块南缘弧后盆地破裂.弧后盆地破裂、扩张导致新洋壳出现，开始古特提斯构造演化阶段.伴随破裂扩张，古特提斯洋盆南北两侧发生塌陷、岩浆侵入作用，盆地边缘存在半深水到浅水陆缘沉积，见叠加剖面图 9中CDP12354s、CDP13555s、CDP16853s位置古洋壳的不连续反射波组和图 11中CDP1125~2250之间5~17 km深度范围(Z₃-O₁).

(3) 古特提斯洋于石炭纪晚期或者早二叠世向南、北两侧俯冲，北侧沿东昆仑南缘缝合带消亡，大洋岩石圈插入东昆仑—柴达木地块之下，产生岛弧岩浆活动，东昆仑山开始隆升；南侧沿西金乌兰—金沙江缝合带消亡，大洋岩石圈插入羌塘地块之下，导致冈瓦纳大陆北侧再度破裂，形成新特提斯洋.在二叠纪晚期，古特提斯陆壳岛链与两侧大陆发生碰撞，使羌塘地块、可可西里—巴颜喀拉地块与东昆仑—柴达木地块拼合，北部拼合痕迹见INDEPTH IV剖面图 9中CDP1148 6s、CDP1508 5s、CDP1868 4s、CDP2150 3s位置的不连续反射波组，不连续性反映东昆仑山下可能存在多条南倾的北昆仑逆冲断裂(NKT)，见图 11.

(4) 白垩纪中期，新特提斯洋持续消减，印度—欧亚碰撞使得喜马拉雅地块与羌塘地块对接.新生代渐新世晚期-中新世早期，喜马拉雅造山应力持续向北扩展，产生左行走滑的阿尔金断裂和柴达木盆地南缘昆中断裂系，北西—南东向和近东西向应力使得东昆仑上地壳发生褶皱相关断层，地层普遍向南逆冲，断层倾角向南增加，东昆仑造山带隆升加剧，详见于INDEPTH IV剖面图 9中浅层0~4 s范围岩层断裂倾向、褶皱曲率分布形态.

INDEPTH IV剖面跨越地质构造单元包括松潘—甘孜地块(SG)(三叠系复理石沉积)、南昆仑断裂(SKF)(SG内部逆冲走滑断裂构造)、北昆仑断裂(NKF)(昆仑缝合带)、北昆仑逆冲断裂(NKT)(推测的向北推覆断裂).参考INDEPTH IV深反射地震构造模式及其他地球物理、地球化学数据，作者们阐述东昆仑造山带的隆升过程如下：

晚古生代原特提斯洋消亡导致东昆仑—柴达木地块地壳厚度微有增加，按照PREM地球模型计算，地壳厚度约为33 km.早二叠世松潘—甘孜洋向东昆仑—柴达木地块南部俯冲，导致东昆仑南缘深部岩浆上涌、深成岩侵入，地壳增厚、地势升高，东昆仑—柴达木地块初步分成陆缘弧与弧后盆地构造单元，随后两单元开始不同的演化过程.在松潘—甘孜洋向北俯冲挤压应力下，东昆仑—柴达木地块结晶基底将背冲抬升，东昆仑陆缘弧上地壳形成反向前陆逆冲带，导致昆仑山隆升进入初始阶段，这是东昆仑第一次主期造山阶段.三叠纪期间，东昆仑山地势抬高增强了地表风化剥蚀作用，在松潘—甘孜洋形成巨厚复理石沉积，东昆仑下深成侵入岩大量出露，形成现在地表为深成岩为主的变质岩地貌，反向前陆逆冲带很可能形成南倾的NKT，“隐伏的NKT”有一定理论根据.中生代晚期至新生代以来，受印度—欧亚碰撞北向挤压应力，至少造成青藏高原上地壳挤压缩短，使东昆仑—柴达木地块上地壳沿北倾逆冲断裂再次隆升，这是东昆仑第二次主期造山阶段.柴达木盆地作为东昆仑山陆缘弧后地带，现在地壳厚度约为50 km，即后期造山过程中约增厚17 km；东昆仑山地壳厚度在晚二叠世应与柴达木盆地相同，现在地壳增厚达到68 km，后期造山过程中约增厚35 km，几乎是二叠纪以前东昆仑—柴达木地块的一倍.总之，东昆仑山造山带隆升是由古生代末期松潘—甘孜洋向北俯冲与新生代东昆仑—柴达木地块上地壳向南逆冲导致，造成中上地壳缩短增厚，形成东昆仑向南逆冲推覆系；东昆仑山中下地壳的挤压碰撞主要来自松潘—甘孜洋向北俯冲应力，中下地壳约增加18 km厚的地层，增厚物质大部分来自松潘—甘孜地体二叠纪的松潘—甘孜洋残余洋壳和部分三叠纪复理石.地壳增厚使得相应造山高度达到5 km以上，在重力均衡作用调整下，东昆仑岩石圈地幔因而加深.依此推测，莫霍台阶应当向昆仑山下移动，台阶高度为13 km.

东昆仑造山带是青藏高原北部最为复杂的构造带，经历了早古生代、晚古生代、三叠纪多期古大洋板块俯冲碰撞与沟-弧-盆演化以及中、新生代多期构造运动，伴随多期岩浆活动与构造热事件发生.基于INDEPTH IV深反射地震数据叠前道集振幅、频率和相位分析，地震处理的重点和难点是近地表风化壳静校正和异常振幅噪音衰减，通过初至波剩余静校正技术、异常振幅噪声衰减技术和CRS叠加技术获得了信噪比较高的地震剖面.结合前人研究成果，通过INDEPTH IV深反射地震剖面综合解释，形成以下主要认识.

(1) 东昆仑造山带上地壳地层具有挤压走滑、断展褶皱等动力学特点，向南逆冲推覆构造发育，北倾断裂向南趋势渐陡；受松潘—甘孜地块北向挤压应力和柴达木地块南向阻力影响在东昆仑山前带存在南倾的北昆仑逆冲断裂，这是东昆仑造山的第二次隆升主期.

(2) 东昆仑造山带岩石圈上、下地壳之间存在不连续古洋壳反射界面，应属松潘—甘孜古洋壳向北俯冲遗迹，同相轴不连续特征反映东昆仑—柴达木地块南缘被动大陆边缘碰撞带，这是东昆仑造山的第一次隆升主期.

(3) 从地震剖面及速度剖面可以看出，东昆仑山下偏南局部Moho面以上异常低频反射特征指示构造混杂岩存在，混杂岩波阻抗特征与岩石圈上地幔相近，可能代表低速高导、局部熔融体异常显示，下地壳流概念值得关注.

东昆仑古、中、新生代构造运动复杂，伴有多期岩浆活动与构造热事件发生，金属矿床资源与新生代构造运动中热液活动存在密切联系.深入研究区域构造控矿规律，能够为东昆仑找矿部署提供重要依据.

感谢为本文撰写提供原始数据的INDEPTH项目组成员；感谢东方地球物理公司研究院王永明博士、刘建红博士给予的地震处理指导；感谢中国地质科学院深部探测中心陈宣华博士给予的构造地质帮助.