造山带与造山作用

大洋高原低角度俯冲导致Laramide造山带变形的造山作用模式
造山带内部的大地构造相
构造样式
当代造山带研究的重要前沿课题


(1) 大陆造山带的形成演化、机制与其特殊复杂性及其大陆动 力学与地球动力学意义。 (2) 大陆造山带地壳、岩石圈及其之下的地幔各圈层的相互作 用、过程与动力学。 (3) 造山作用与全球变化，尤其现代造山作用、车免近时期陆 内构造作用等陆内造山过程、演化趋势与全球变化关系；探 索建立造山作用、山脉隆升与环境气候、水圈、生物圈变化 间的关系，为研究和预测全球变化提供重要基础和依据。 (4) 造山带岩石圈三维结构，流变学分层与成因；造山带地幔 结构、状态及其物理、化学过程；地幔动力学与地壳的响应。 (5) 大陆造山带的多期复合与构造体制的变换转化过程及其大 陆动力学意义。 (6) 大陆造山带与当代地学发展的热点重点问题，诸如造山带 与资源、能源，造山带与盆地，与超高压、超大陆关系，以 及关于特提斯等的研究。
与板块俯冲和碰撞有关的陆内造山作用模式
在这类陆内造山作用模式中，最具代表性的当属关 于拉拉米造山带的低角度俯冲模式。异常厚且具浮 力的巨大的大洋高原的俯冲，导致了俯冲角度的变 缓。有一个面积大体与拉拉米造山带相当的大洋高 原在白垩纪末第三纪初(65～40 Ma)俯冲至拉拉米之 下，是拉拉米构造变形发生的原因(图 2) 。 除了低角度俯冲模式之外，板块间相互作用的远程 效应也被用来解释板内造山带的形成。许多地质学 家均将板内构造变形归因于板块的俯冲或碰撞。但 是，板块的俯冲或碰撞所产生的边界应力可否产生 有效的远程传递效应，及如何传递的问题，目前尚 无一致的认识。
威尔逊旋回与造山带的分类
威尔逊旋回指大洋开合的历史，即大陆张裂的 初期，形成大陆裂谷；然后逐渐发展成为红海 型的初生洋盆和大西洋型的年轻大洋；最后发 展成为太平洋型的成熟大洋，太平洋型的成熟 大洋通过向活动大陆边缘之下的消减作用而逐 渐萎缩，当大洋最终消亡的时候，原来位于大 洋两岸的大陆相互碰撞拼合，形成碰撞造山带。 造山带主要包括：板块边缘和板内造山带。 有三种类型的板块边缘：离散型、汇聚型和转 换型，造山作用主要产生在汇聚型板块边缘带 上。
造山作用定义

造山作用是由于地壳的缩短(包括由走滑作 用衍生的缩短)所引起的塑性流动、韧性剪 切、褶皱、冲断、剪压、变质作用、岩浆 作用、地体拼合增生和地壳增厚地形隆升 等作用的总和。这种作用主要发生在汇聚 板块边缘带上(板缘造山)，少部分形成于板 块内部(板内造山) 。
造山作用的定义
造山带6 种特征标志

造山带

造山带 (orogenic belt) 是地球上部由岩石圈剧烈 构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收 缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形 成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动 带等同义或近乎同义。包括地壳挤压收缩，岩层褶 皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山 脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆 地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。这种横 向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作 用叫作造山作用或造山运动 ，与地壳运动中的造 陆运动相对而提。
①造山带是地壳的缩短带。造山带的地壳缩短可以由挤压作用 直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生； ②造山带广泛发育塑性流动、韧性剪切、褶皱、冲断和/或剪压 构造带。早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来 褶皱和冲断推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区 的主要宏观构造区别之一； ③造山带有广泛的变质作用发生，岩石组构发生改变。 ④造山带有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与； ⑤造山带沉积以非史密斯地层为主。较大规模的造山带通常有 蛇绿混杂岩带存在； ⑥地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质，洋壳物质以 残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。
Damara 造 山 带 造 山 作 用 模 式
造山带的复活

新生代造山带的复活是我国西部大地构造活 动的一大特点。所谓造山带的复活，应该和 原生造山带连续长期的活动有不同的特点， 和原生造山带不属于同一地球动力学过程， 而只是在空间上继承老造山带的位置，或是 在老造山带基础上重新发展起来的造山带。 这时它们的板块构造背景已经改变。因此， 从本质上说造山带的复活应该是板内造山的 一种类型。
碰撞造山带分类方案
陆—陆碰撞型造山带 参与碰撞的单元可以是两个大陆板块，或者是大陆板 块与微板块或两个微板块(图4a)。这类碰撞造山带得到 的确证很少。
陆—前缘弧碰撞造山带 典型实例有台湾的海岸山脉造山带和澳大利亚与斐济 岛弧碰撞形成的造山带(图4b)。这两个碰撞造山带的 碰撞造山作用均发生在弧前位置。弧后位置也可以生 成这类碰撞造山带，例如阿巴拉契亚的塔康时期的碰 撞造山作用便发生在弧前位置。
造山带与造山作用
岩石圈
全球岩石圈的最大构造单元就是岩石圈板块。全 球岩石圈的基本结构单元是大陆岩石圈和大洋岩 石圈。 地壳分为大陆地壳和大洋地壳，简称陆壳和洋壳。 两者之间常有过渡性地壳，简称过渡壳。 岩石圈的基本构造单位分两个类型：活动构造带 和稳定地块，即造山带和克拉通。也即地貌上的 山脉和盆地或高原，或大洋的中脊、俯冲带、转 换断层带、洋岛山脉和深海盆地与高原等。

造山带研究的重要性
造山带是研究岩石圈和地壳形成、演化、 成因及其动力学的最重要地带。 是岩石圈和地壳中最强烈的活动带，因此 也就成为岩石圈和地壳形成演化信息储存 和记录最多的关键研究地带。 现今正在发生和进行着的地质作用与过程， 主要是这些板块以侧向运动为主的分离、 剪切转换与会聚的相互作用及其产物。
陆—残留弧碰撞造山带 著名的阿尔卑斯造山带成为了陆—残留弧碰撞型造 山带的典型实例(图4c)。
陆—增生弧碰撞造山带 如喜玛拉雅(图4d)、天山和昆仑造山带。增生弧大都是由前缘弧 向大洋方向增生的。如果把造山作用的变形复原，增生弧的火山 岩和花岗岩都有向大洋变年轻的趋势。 增生弧的一个尚未解决的问题是其岩浆来源问题。Nicholls 等 (1977)提出，弧拉斑玄武岩岩浆和钙碱系列岩浆生成于消减带之 上的地幔楔中。但是，混杂带增生楔的长程增生，这种大陆地幔 楔不可能紧跟在消减带之上。增生弧岩浆可能来自混杂带的复石 基质和或铁镁质火成岩的部分熔融作用，而韧性剪切带的剪切热 可能是引起部分熔融的机制。
对造山作用或造山运动含义的理解：
(1) 造山作用或造山运动指因地壳和岩石圈成分重组、结构重 建而形成造山带的复杂地质过程。不是简单的全球性同时幕 式的发生发展，而是此起彼伏的不断发生，但就具体地区而 言又是有阶段性、周期性的以相对和缓平静与剧烈的量变到 质变的不同形式在发生发展的漫长连续地质作用过程。地貌 上高起成山脉，只是造山作用的最终产物之一，既不是造山 作用全貌，也不是其本质，而是造山运动最终结果的一种明 显表现形式，成山不成山并非关键，更不应成为判别造山作 用的主要标准。往往造山运动最终导致成山脉，隆升高起， 但并非都要成山。 (2) 大洋造山带与大陆造山带虽然含义相同，但两者形成与发展 差异显著。大洋中的造山带以大洋中脊伸展增生构造成山、 洋底火山山脉和边界俯冲碰撞造山为特征。大陆虽然也有重 要巨大的伸展构造，但更以收缩挤压性造山带为突出特色。 自然这是由大洋与大陆岩石圈间的本质差异及其构造动力学 背景的不同所决定的。
增生型造山带的基本特征
①具有很宽的增生楔，增生楔中的复理石基质向着海沟后 退方向时代逐渐变新； ②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位 置时沿滑脱断层就位形成的； ③增生型造山带中有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生 成时代也向着海沟后退方向变新； ④增生地体内含有海山、大洋岛和大洋台地的构造碎块， 使增生型造山带复杂化； ⑤增生型造山带中具有多条韧性剪切带，可能是蛇绿岩构 造就位的滑脱带； ⑥增生型造山带含有大型—超大型铜、金和多金属矿床。
Baidu Nhomakorabea

如印度板块和欧亚板块之间的喜马拉雅碰撞造山带 在始新世相撞后，北部软流圈受南部持续向北运动 的影响运动方式发生改变，直到现在青藏高原下的 软流圈还拖动着印度板块、青藏高原和塔里木板块 持续地北移 。这种运动如果没有边界条件的改变在 板块内部是不会形成造山作用力的。山根的存在必 然导致塑性流动层运动条件的改变。原生造山带的 山根还没有来得及消失，凸出于粘性流动的软流圈 中，接受软流圈流动所施加的力的作用，这种力的 作用造成上部岩石圈层的褶皱、冲断、推覆、剪切， 引发变形变质和岩浆活动，形成造山带的复活及新 生，这种过程所反映的本质是岩石圈板块和软流圈 之间的相对运动。这就是我国西部造山带复活的运 动学和动力学背景。因此，造山带复活的作用力， 本质上不是碰撞作用力的远距离传递，而是远距离 粘性流动受阻于早期造山带的山根，改变了原先运 动背景所产生的新生作用力。
岩石圈壳—幔拆离和陆内俯冲模式

Kroner 提出了一个 Martin等(1983)称之为拆沉模型 (delamination model)的 Damara 造山带造山作用模式 (图 1) 。 在 840 Ma 前，由于地幔柱上升至下地壳底部，使下地壳加 热并开始伸展，在地壳底部发生部分熔融作用。在上地壳中 形成了 3 个地堑系，接受了早期的裂谷火山—沉积岩系。从 840～750 Ma，热的软流圈物质在壳 幔边界侵入和横向扩展、 下地壳加热及部分熔融和韧性伸展，使上部地壳大规模拗陷， 接受巨厚的地槽型沉积，并有原始拉斑玄武岩岩浆喷出于盆 地中。岩石圈破裂以后由于自身的重力不稳定性，壳下岩石 圈与下地壳分离并下沉，开始发生A 型俯冲作用。从750～ 650 Ma，直到500 Ma，热的下地壳继续部分熔融并与地幔相 互作用而诱发同构造侵入作用，加厚地壳的放射性增温和摩 擦热作用产生了造山后期和造山期后的花岗质岩浆活动。在 地壳表层强烈挤压下，产生高位逆冲推覆构造，并伴有磨拉 石盆地沉积。
弧—弧碰撞造山带 如我国冀东太平寨弧与三屯营弧的碰撞(图 4e) 和新疆北部西准噶尔增生弧碰撞造山带。这种 类型可以进一步划分出前缘弧—前缘弧碰撞、 前缘弧—残留弧碰撞、前缘弧—增生弧碰撞、 残留弧—增生弧碰撞4 个亚类。 陆—弧—陆碰撞造山带 这种类型指的是3个参与碰撞的单元在同一地 质时期发生碰撞的造山带。
碰撞事件的时限标志

碰撞造山带最令人瞩目的是大洋岩石圈消亡后， 两个陆壳块体碰撞接触的时间，即碰撞事件的时 间。从大洋岩石圈消减到大陆岩石圈消减是一个 连续的过程。地表和近地表的变形作用由混杂带 的叠瓦冲断渐变为大陆前陆的褶皱冲断作用，找 不到突变的地质记录。也就是说，碰撞事件没有 留下明显可见的直接地质记录，是碰撞造山带中 普遍的情况。板块构造理论把碰撞事件作为碰撞 造山作用的起始时代，因而就必须利用碰撞事件 下限时间与上限时间之间的间隔，使其逐渐缩小， 来限定该事件的时代。我们方法是运用碰撞前和 碰撞后的各种时间标志，分别选取其中下限的最 小年龄值和上限的最大年龄值，推断碰撞事件的 时代。

走滑造山带
板内造山的两种类型
一类形成于克拉通之上；另一类形成于显生宙特别是中新生 代造山带之上，或称之为造山带的复活。 古克拉通下面是没有山根的，岩石圈本身不存在失稳的条 件，造山活动的起源只能从软流圈的运动状态来寻找。解 释克拉通基础上板内造山的最成功模式是岩石圈拆离—— 陆内俯冲模式(图 1)。该模式的实质是说稳定克拉通下部 的软流圈由于某种原因发生离散运动，但还没有达到破坏 岩石圈完整性的程度便发生反转。在这种快速的由离散到 汇聚的振荡运动中，岩石圈的运动幅度和节拍没有同步跟 上软流圈的运动。在相对稳定的板块内部软流圈的单独活 动破坏了上下层圈间的和谐运动，也就是说岩石圈和软流 圈运动的不一致性导致了这类造山带的形成。