印度_亚洲碰撞大地构造_许志琴

第85卷 第1期
2011年1月
地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICA
V ol.85 N o.1Jan. 2011
注:本文由国家自然科学基金委创新群体项目(编号40921001)和中国地质调查局项目(编号1212010818094)资助的成果。

收稿日期:2010-10-20;改回日期:2010-12-02;责任编辑:郝梓国。

作者简介:许志琴,女,1941年生。

研究员,中国科学院院士。

构造地质专业。

通讯地址:100037,北京市西城区百万庄大街26号,中国地质科学院地质研究所;Em ail:xz q@ 。

印度-亚洲碰撞大地构造
许志琴,杨经绥,李海兵,嵇少丞,张泽明,刘焰
中国地质科学院地质研究所,国土资源部大陆动力学重点实验室,北京,100037
内容提要:印度-亚洲碰撞是新生代地球上最为壮观的重大地质事件。

碰撞及碰撞以来,青藏高原的广大地域发生了与碰撞前截然不同的变形,地貌、环境及其深部结构都发生了深刻地变化。

根据青藏高原形成、周缘造山带崛起以及大量物质侧向逃逸的基本格局,作者从大陆动力学视角出发,将 印度-亚洲碰撞大地构造 与 前碰撞大地构造 区别开来进行研究,将印度-亚洲碰撞的大地构造单元划分为:青藏中央高原、冈底斯-喜马拉雅主俯冲/碰撞造山带、青藏高原周缘挤压转换造山带和侧向挤出地体群等,其中青藏中央高原即青藏腹地, 冈底斯-喜马拉雅主俯冲/碰撞造山带 包括冈底斯 安第斯山型 俯冲造山带和 喜马拉雅山型 主碰撞造山带,青藏高原周缘挤压转换造山带包括北缘 西昆仑-阿尔金-祁连 挤压转换造山带、东缘 龙门山-锦屏山 挤压转换造山带、东南缘 中缅 伊洛瓦底挤压转换造山带和西南缘 印-巴-阿 阿莱曼挤压转换造山带,侧向挤出地体群包括青藏高原东构造结东南部以大型走滑断裂:鲜水河-小江、哀牢山-红河、澜沧江、嘉黎-高黎贡、那邦和三盖断裂为边界的南松甘、兰坪、保山、腾冲等挤出地体群;以及青藏高原西构造结两侧的 甜水海 、 兴都库什 、 喀布尔 和 阿富汗 侧向挤出地体群。

本文探讨了上述各构造单元形成的主要制约因素,例如:楔形印度小板块与亚洲大板块的碰撞以及印度大陆东西拐角的构造作用,主碰撞和斜向碰撞的影响,大型走滑与侧向挤出地体的形成关系,挤压与走滑并重的挤压转换机制对整个青藏高原和周缘造山带形成的制约,碰撞大地构造单元的特性以及与前碰撞大地构造的区别和叠置或改造的关系等等。

最后,本文还基于青藏高原地幔结构探讨印度-亚洲碰撞大地构造学及青藏高原大陆动力学的意义。

关键词:印度-亚洲碰撞;大地构造;主碰撞;斜向碰撞
青藏高原是一个正在快速隆起的大陆地块,其
周缘为高峻陡峭、剧烈起伏的山链,构成了一堵与外界刚性地块(东北面的阿拉善地块、北面的塔里木地块、东面的扬子地块及南面的印度地块)隔绝的屏障,高原内部呈现一望无垠的、广阔平坦的高原地貌。

追溯青藏高原的前身,新元古代以来由 多陆块、多岛弧 组成的基本格架和(始、古)特提斯洋盆开启和消亡的聚散历史,显示了 多洋(海)盆、多俯冲、多碰撞和多造山 长期的动力学作用过程,最后构筑了由 阿尔金-祁连-昆仑始特提斯造山系 和 松甘-羌塘-拉萨古特提斯造山系 组成的印度-亚洲前碰撞 巨型复合碰撞造山拼贴体(许志琴等,2007)。

因此,青藏高原的形成是地质历史过程中微板块或地体连续碰撞和拼合的结果,新特提斯洋盆的开启、消减和闭合,导致大约50~60M a 前的最后一次印度-亚洲碰撞(T appo nnier et al.,1986,
M olnar,1988)。

因此,在新元古代以来长期活动、
多期造山及新生代最后隆升的基础上形成的青藏高原称为 造山的高原 (Oro genic Plateau)(Dew ay,2005;许志琴等,2007)。

前人的研究表明,印度-亚洲大陆碰撞之后,板块之间汇聚收敛并未终止,印度板块仍以44~50m m/a 的速率往北推进,俯冲到亚洲大陆之下。

现在所见的印度板块要比陆-陆碰撞之前古印度板块的规模小得多。

在大印度板块变成小印度板块的过程中,约有1500km 的南北向缩短量由地壳增厚的过程来吸收,使青藏高原成为2倍于正常地壳厚度的巨厚陆壳体(平均厚度70km ),并形成了印度与西伯利亚板块之间南北2000km 、东西3000km 巨大范围的新生代陆内变形域(M olnar and T apponnier,1975;Gansser,1964;Pow ell et al.,1973),导致了现今青藏高原南缘喜马拉雅山脉的南北向缩短率为18mm/a,北缘祁连山脉的缩短率为
地 质 学 报2011年
16mm/a,高原腹地的东西向伸展速率为10mm/a (Avouac et al.,1993),大量物质向北东、东及南东方向逃逸(Tapponnier et al.,1976),形成青藏高原奇特的形貌。

因此,对于青藏高原的大地构造格架,只对照 印度尼西亚弧-沟-盆体系 或者只用 特提斯体系中地体(地块)的不断碰撞造山 来概括分析是不够的。

事实上,印度-亚洲碰撞导致了 青藏高原隆升、青藏高原周缘造山带的再崛起以及大量物质的挤出流动 ,这是新生代以来地球上最壮观的地质事件,它不仅造就了青藏高原广大地域的变形、导致地貌、环境及其深部结构发生与碰撞前完全不同的巨大变化,而且展示了全新的碰撞大地构造格局,并叠置与改造了碰撞前的构造格局。

因此,研究印度-亚洲碰撞的大地构造及单元,并与碰撞前的大地构造及单元进行详细地对比区分,才能真正揭示青藏高原的形成与演化。

图1显示了印度-亚洲碰撞近程和远程效应的卡通(法国构造地质学家马托耶遗作):碰撞导致喜马拉雅和青藏高原的隆升、西
昆仑和天山的崛起并叠覆在塔里木地块之上。

图1 印度-亚洲碰撞卡通图(构造地质学家M .M attauer 遗作)
Fig.1 Carto on for India -A sia collision (since 60~50M a)(by Po sthumous of M.M attauer)
本文将印度-亚洲碰撞的构造格局划分为青藏中央高原、喜马拉雅主碰撞带、青藏高原周缘挤压转换造山带和侧向挤出地体等构造单元(图2),并以活动论和大陆动力学为指导,特别强调印度楔形小板块与亚洲大板块的碰撞及构造拐角的作用,着重
探讨主碰撞和斜向碰撞、大型走滑与侧向挤出,以及挤压与走滑并重的挤压转换机制对整个青藏高原和周缘造山带形成的制约,从各碰撞构造单元的特征出发探讨印度-亚洲碰撞大地构造格局的形成及其演化规律。

1 冈底斯-喜马拉雅主俯冲-碰撞造山
带
新特提斯洋盆的开启、消减和闭合为印度-亚洲碰撞奠定了基础,雅鲁藏布江缝合带就是该碰撞事件的地质标志。

雅鲁藏布江缝合带的主体呈E -W 向弧形展布,向东和向西分别在东、西构造结拐弯,呈近N -S 向延伸。

东支经墨脱抵达缅甸伊洛瓦底江-密支那以南地区,延伸2000km 入孟加拉海;西支沿阿富汗的恰曼断裂分布,延伸1000km 入阿拉伯海。

雅鲁藏布江新特提斯洋盆的向北俯冲,产生了活动边缘的冈底斯火山岩浆岛弧带,构筑了拉萨地体南缘的增生地体并形成安第斯型岛弧山链。

稍后,该岩浆岛弧带及其弧后地区遭受了碰撞的近程效应。

在印度大陆被动陆缘一侧,形成近东西向朝南突出的弧形主碰撞带 喜马拉雅弧形造山带。

位于雅鲁藏布江新特提斯洋盆俯冲的主动和被动陆缘各一侧的冈底斯带与喜马拉雅带,在变质基底、物
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第1期 许志琴等:印度-亚洲碰撞大地构造
质组成、变形特征、地貌景观和深部结构及其演化历史等方面均表现出截然不同的特征。

1.1 冈底斯 安第斯山型 主俯冲碰撞增生造山带
冈底斯的巨型岩浆岩带,沿雅鲁藏布江缝合带北缘及东、西侧分布,东西延长2500km,南北宽100~300km。

前人研究揭示出冈底斯岩浆岩带实际上是个巨大的复式构造-火成岩单元,由印度-亚洲碰撞前-碰撞期-后碰撞的不同时代和多种岩石类型所构成。

目前,在该带中已识别出二叠纪晚期至中新世的火成岩组合,其岩石类型以花岗岩类、辉长岩、辉绿岩等侵入杂岩和相应时代的火山岩为主体。

根据大量的同位素测年结果,可以按冈底斯岩浆岩带的侵位时代分为如下期次:二叠纪-三叠纪、晚三叠世至早中侏罗世、晚侏罗世至早白垩世、晚白垩世至始新世、渐新世、中新世等;其中以晚侏罗世至始新世的侵入岩和火山岩最为发育,研究程度最高,积累了丰富的研究资料(金成伟和周云生,1978;涂光炽等,1981;M aluski et al.,1982;Alleg re et al., 1984;Coulon et al.,1986;Debon et al.,1986; Searle et al.,1987;肖序常等,1988;H arris et al., 1988;潘桂棠等,2004a,2006;莫宣学等,2009;朱弟成等,2009a;纪伟强等,2009)(图3)。

莫宣学等(2005)根据花岗岩和火山岩的时空展布将其分为北带、中带和南带,以印度-亚洲碰撞(65~60Ma)为标尺,将冈底斯的岩浆作用时期分为碰撞前(>65 Ma)、碰撞期(65~45M a)和后碰撞(<45M a)3大阶段,一些学者支持~65M a碰撞的观点(Wan et al.,2002;Ding et al.,2005)。

关于碰撞时限的争议历时已久,国际上,大部分学者的意见趋向于60 ~50M a(Garzanti et al.,1987;Patriat et al.,1984; Le Fort,1996;Row ley,1996;Burtman,1994;Liu &Einsele,1994),此外还有45M a(Dew ey et al., 1989)和70M a(Yin&H arrison,2000)等观点。

1.1.1 晚侏罗世-早白垩世火山/花岗岩浆增生带
晚侏罗世-早白垩世花岗岩类岩石主要分布于冈底斯北部区域(沙莫勒-麦拉-洛巴堆-米拉山断裂以北和班公-怒江缝合带之南广大区域)(潘桂棠等, 2004a;2006)。

岩石类型以白云母花岗岩(即淡色花岗岩)和二云母花岗岩为主,代表性岩体有班戈等岩体。

这类岩石的化学成分常为过铝质,二氧化硅含量较高。

在同位素组成上,87Sr/86Sr初始比值比较高,而 Nd(t)值为负值,锆石中常具有老核,锆石H f 同位素组成不均一, Hf(t)一般为负值,反映其为S 型花岗岩,主要来源于古老地壳的重新熔融(Xu et al.,1985;肖序常等,1988;H ar ris et al.,1990; Kapp et al.,2005;朱弟成等,2009b;Chiu et al., 2009)。

最近的锆石微区铀铅定年测试表明这些岩石在150~100Ma期间侵位,其中130Ma是侵位的高峰期(Kapp et al.,2005;Chiu et al.,2009)。

该地区还广泛分布同时代的火山杂岩,包括玄武岩、安山岩、英安岩、流纹岩及其碱性火山岩,如粗面岩等。

在冈底斯南缘断续分布了同时代的J3-K1桑日群的安山岩,东西延伸达800公里以上。

最近的研究发现了桑日群底部的安山岩成分与典型的埃达克岩(Defant and Dr um mond,1990)相同(Zhu et al., 2009)。

关于晚侏罗世-早白垩世俯冲型岩浆活动的成因机制主要有两种不同的观点: 与新特提斯洋岩石圈向北以低角度或平板俯冲有关(Coulon et al., 1986;Copeland et al.,1995;Kapp et al.,2003, 2005;2007;Leier et al.,2007); 与雅鲁藏布江和班公湖-怒江两个特提斯洋盆的相向俯冲有关(莫宣学等,2005;潘桂棠等,2006;朱弟成等,2006, 2008)。

1.1.2 晚白垩-始新世的岩浆岩带
晚白垩世-始新世的岩浆岩带广泛出露于冈底斯南缘,是冈底斯巨型岩浆岩带的主要组成部分。

该时期的岩石类型复杂,从基性的辉长岩直到酸性的花岗岩类岩石均有出露,化学成分上,花岗岩类岩石多为偏铝质花岗岩或弱过铝质花岗岩,二氧化硅含量较低、成分偏中性。

同位素组成上,地球化学指标指示该期的岩石应该来自亏损的岩浆源区,充分展现了新生地壳的地球化学特征(Chu et al., 2006;Wen et al.,2008;纪伟强等,2009)。

早在20世纪80年代,第一次中法合作期间,前人根据有限的40A r-39Ar年龄、锆石TIM S U-Pb年龄以及锶同位素方面的数据,结合区域地质背景的分析就提出了该时期花岗岩基多形成于90~60M a之间,是新特提斯洋壳向北俯冲所形成的 安第斯 型岛弧岩浆的观点(M aluski et al.,1982;Scharer et al., 1984;Xu et al.,1985),之后不同学者采用全岩钕同位素和锆石H f同位素示踪、锆石微区定年分析等多种研究方法进一步证实了前人的认识:南缘的巨型冈底斯花岗岩基确实系新特提斯洋壳北向俯冲所形成的 安第斯 型岛弧火山岩(如,Chu et al., 2006;Wen et al.,2008;纪伟强等,2009)。

综合前人研究成果可以认为,晚侏罗世-早白垩世初期,新特提斯洋壳已经开始向北俯冲,一直持续
3
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年
图2 印度-亚洲碰撞的大地构造单元图
F ig.2 A map sho wing the India -A sia collision tect onic units
YZB 扬子陆块;ALSB 阿拉善陆块;IDCNB 印支陆块;INDB 印度陆块;TRM B 塔里木陆块;CT P 青藏中央高原:EKLS 东昆仑山;BY -NSG 巴颜喀拉-北松甘地体;NQT 北羌塘地体;S QT 南羌塘地体;NLS 北拉萨地体.WKLS 西昆仑山挤压转换带;AL TS 阿尔金山挤压转换带;QLS 祁连山挤压转换带;LM S 龙门山挤压转换带;YLWD 伊洛瓦底挤压转换带;ALM 阿拉曼挤压转换带.GDS 冈底斯主俯冲增生造山带;H M 喜马拉雅主碰撞造山带.S SGT 南松甘挤出地体;LPT 兰坪挤出地体;BST 保山挤出地体;TCT 腾冲挤出地体;TSH T 甜水海挤出地体;XDKST 兴都库什地体;KBRT 喀布尔地体;AFH T 阿富汗挤出地体;ANM QS. 阿尼玛卿缝合带;JSJS. 金沙江缝合带;S HS. 双湖缝合带;BG NJ S.班公湖 怒江缝合带;IYSZ.印度斯 雅鲁藏布江缝合带.H YF. 海源断裂;SQLF. 南祁连断裂;ANM Q 阿尼玛卿断裂;EKLF. 东昆仑断裂;XSH F. 鲜水河断裂;ALS RRF. 哀牢山 红河断裂;L CJF. 澜沧江断裂;JLF. 嘉黎断裂;GLGF. 高丽贡断裂;KKF.喀喇昆仑断裂;AL TF. 阿尔金断裂;SGF. 沙盖断裂;CM F. 恰曼断裂;M M T 主幔冲断裂;M BT. 主边界冲断裂;M FT. 主前锋冲断裂;1 青藏中央高原;2 侧向挤出地块;3 周缘挤出转换造山带;4 冈底斯主俯冲造山带;5 喜马拉雅主碰撞造山带;6 周缘克拉通;7 古亚州造山带;8 海域;9 逆冲断层;10 逆冲兼走滑断层;11 右行走滑断层;12 左行走滑断层;13 缝合带;14 断层;15 侧向挤出方向;16 板块运动方向;17 板块运动速度
YZB Yangz e block;ALSB Alashan block;IDC NB Indochina block;INDB In dian block ;T RM B T arimblock ;CT P T he central Tibet plateau:EKLS E.Ku nlun terrain;BY -NSG Bayabh ar -N.Songpan -Gangzi ter rain;NQT N.Qiantang terrain;SQT S.Qiangtang terrain ;NLS sha terrain.W KLS W.Kunlu n tran spressional zone;ALT S Altin transpressional z on e;QLS Qilian trans pres sional zone;
4
第1期 许志琴等:印度-亚洲碰撞大地构造L M S Longmenshan transpressional zone;YLW D Yilow adi trans pres sional z one;ALM Alarman tran spressional zone;GDS Gangdese m ain subdu ction acces sional orogen ic zone;H M H imalayan main collision or ogenic z one;SSGT S.S on gpan -Gan zi lateral extrusion terrain ;L PT Lanping lateral extrusion terrain;BS T Baoshan lateral extrus ion terrain;TC T T engchonge lateral extrusion terrain;T SH T Tianshu ihai lateral ex tru sion terrain;XDKST Hin du kush terrain;KBRT Kabul terrain;AFH T Afghan lateral extrusion terrain.ANM QS. Animaqin sutu re;JS JS. J inshajiang suture;SH S. Shu angh u suture;BG -NJS. Bangonghu -Nu jiang s uture;IYSZ. Indu s -Yaluz angbu suture.H YF. H aiyuan fault;SQLF. S.Qilian fau lt;EKLF. E.Ku nlun fault;XSH F. Xians huihe fault;ALS -RRF. Ailaos han -Red River fauly;LC JF. Lancangjiang fault;JL F. J iali fault;GLGF. Gaoligong fault;KKF. Kalakun rum fault;ALT F. Altyn T ag he fault;SGF. Sagaing fault;CM F. Chaman fault;M M T M ain mantle th rust;M BT. M ain b oundary th rust;M FT. M ain frontier th rust.1 Central Tib et plateau;2 lateral extrus ion terrain;3 sur rou nding tras pres sional orogenic belts;4 Gan gdese main subduction orogen ic belt;5 H imalaya main collision orogen ic belt;6 sur rou nding claton;7 palea -Asian orogenic belt;8 ocean;9 thru st;10 th rust and strik e -slip fanlt;11 right lateral strike slip fault;12 left lateral strike -s lip fault;13 suture zone;14 fault;15 lateral extrus ion direction;16 moving direction of plate;17 m ovin g velocity of
plate
图3 冈底斯岩浆带分布图(据潘桂堂等,2004b)
Fig.3 Distr ibut ion for Gangdese mag natic zo nes (after Pan Guit ang ,2005)
1 石炭 二叠纪岩浆岩带;
2 中下侏罗统岩浆岩带;
3 上侏罗 下白垩统岩浆岩带;
4 白垩纪岩浆岩带;
5 上白垩统 早第三纪岩浆带;
6 蛇绿岩带;
7 邻区;QT 羌塘地体;GDS 冈底斯主俯冲增生造山带;H M 喜马拉雅主碰撞造山带
1 C -P magm atic rock zone;
2 J 1-2magmatic rock zon e;
3 J 3-K 1magmatic rock zone;
4 K magmatic rock z on e;
5 K 2-E magm atic rock zone;
6 ophiolites;
7 adjacen t area;QT Qiangtan g terrain;GDS Gan gdes e main subduction access ion al orogenic zone;HM Him alayan m ain collision orogenic zone
到新生代早期,在拉萨地块南缘形成了规模巨大的 安第斯山系 的巨型增生岩浆岩带。

最近,在冈底斯东南缘米林县北侧还发现了含紫苏辉石的花岗岩,其锆石铀铅年龄约为90M a(张泽明等,2008a;Zhang et al.,2010),被认为是新特提斯洋脊俯冲的产物;在拉萨地体南缘还获得了年龄约90Ma 的高角闪相-麻粒岩相变质作用和同时代的埃达克质岩浆作用的证据,反映拉萨地体在晚白垩世经历了强烈的安第斯型造山作用的深部过程(张泽明等,2008b)。

1.1.3 晚三叠世-早中侏罗世岩浆带的成因探讨晚三叠世-早中侏罗世的岩浆岩大体呈近东西走向产出于拉萨地体内。

该时期的花岗岩可分为两类:位于拉萨地体中北部(北纬30 之北)的花岗岩类岩石多为过铝质花岗岩,岩石中常出现白云母、石榴石等矿物,不出现角闪石等造岩矿物(如,李才等,2004;刘琦胜等,2006),为古老地壳重熔与再循环的产物(Chiu et al.,2009;Zhu et al.,2009);而南侧的花岗岩类岩石(北纬30度之南)多为花岗闪长岩、含角闪石的花岗岩、二长花岗岩等,以常含角闪石、
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不出现白云母为特征,化学成分上为偏铝质花岗岩或弱过铝质花岗岩类岩石,岩石则展现出新生地壳的地球化学特征(Chu et al.,2006;Wen et al.,2008;纪伟强等,2009)。

图4 冈底斯林子宗火山岩系(上)与褶皱的白垩纪地层(下)之间的区域性不整合
Fig.4 A large -scale discordance between the Linzizong Fm.(60~40Ma)(upper)and folded K sediments(lower)in the Gangdese belt
在冈底斯南缘,还发育有被称为叶巴组的早、中侏罗世火山岩,主要由基性玄武岩和英安岩所构成,具有双峰式火山岩组合的特征(潘桂棠等,2006;Zhu et al.,2009),这类岩石多源自亏损的岩浆源区(潘桂棠等,2006)。

需要指出的是,雅鲁藏布江缝合带内所发现的中晚三叠世拉丁期至卡尼期的放射虫硅质岩的地球化学特征指示其为大陆边缘深水沉积,而不是像早白垩世放射虫硅质岩那样显示远洋沉积特征(Wang et al.,2002;朱杰等,2005)。

此外,野外可见叶巴组火山岩被中、晚侏罗世多底沟组海相碳酸盐岩不整合覆盖(刘鸿飞和刘焰,2009)。

因此,尚有待进一步查明此类岩浆岩的形成过程是否确是新特提斯洋壳北向低角度俯冲的产物(Wen et al.,2008;纪伟强等,2009)。

1.1.4 冈底斯岩浆带林子宗火山岩与下伏地层间
区域不整合的意义 在冈底斯火山岩浆岩带中,以规模巨大的林子宗古近纪火山岩系最为著名,研究历史也较长(李璞,1955)。

在1 20万区域地质调查基础之上,刘
鸿飞(1993)将林子宗火山岩细分为三个火山岩组:下部为典中组,以安山岩为特征,中部为年波组,以流纹质火山碎屑岩为主,夹少量安山岩,上部为帕那组,以钾玄岩为主。

随后的39
Ar -40
Ar 年代学研究表明林子宗火山岩活动时限为64~43Ma (周肃等,2001,2004)。

莫宣学等(2005,2009)认为该套火山岩下部的典中组安山岩活动时限为65~60M a,显示岛弧/陆缘弧的岩石地球化学特征,而中、上部的火山岩则为陆内的岩浆活动,认为林子宗火山岩不整合覆盖于中生代褶皱构造层之上是印度陆块与欧亚陆块在65M a 时期发生碰撞的证据和标志(图4),并进一步解释具有岛弧岩石地球化学特征的典中组安山岩的形成是俯冲洋壳在陆-陆碰撞之后所诱发的滞后的岩浆作用的效应。

笔者认为,林子宗火山岩及其与下伏褶皱地层之间的区域不整合意义的提出为我们研究印度-亚洲在喜马拉雅主带的碰撞提供了新的思考。

至于下林子宗火山岩的岛弧-陆弧岩石地球化学特征为什么是陆-陆碰撞之后的滞后效应?为什么不整合面一定是碰撞时限(65M a)的证据和标志(俯冲过程也可形成上部俯冲板片的强烈缩短(Pubellier et al.,2003),还是值得进一步探讨的问题。

6
第1期 许志琴等:印度-亚洲碰撞大地构造1.1.5 拉萨地体中部二叠纪岛弧带的成因
在拉萨地体中部出露一套晚古生代的火山岩,曾被认为是中二叠世的岛弧火山岩(江元生等,2003;郑来林等,2003),但一直没有确切年代学数据。

近年来在青藏高原南部拉萨地体中发现100km 长的松多高压榴辉岩带,其变质温压:t =750 , =2.7GPa 。

榴辉岩原岩为典型大洋玄武岩,变质年龄262M a,表明在拉萨地体中曾经发生过古特提斯大洋地壳物质的俯冲作用,并为拉萨地体的裂解原因提供了科学依据(Yang et al.,2006,2007,2009)。

另外,在该榴辉岩带附近还发现了形成于大洋和洋岛环境下的玄武岩,形成时间为300M a,钙碱性岛弧火山岩的年龄为265M a(陈松永,2010,博士论文),其形成可能与拉萨地块内部古特提斯洋壳的向北俯冲及随后古拉萨地块与冈瓦纳大陆的会聚有关(杨经绥等,2007;陈松永等,2007),而与班公湖-
怒江洋盆的南向俯冲无直接关系。

图5 喜马拉雅主碰撞造山带构造略图
F ig.5 Simplified tectonic map of the H imalay a main co llisio n o ro genic belt
1 特提斯喜马拉雅;
2 高喜马拉雅;
3 低喜马拉雅;
4 次喜马拉雅;
5 周缘地区;
6 花岗岩;
7 蛇绿岩;
8 逆冲断裂;
9 飞来峰;10 构造窗;11 拆离断裂;12 走滑断裂;13 断裂;14 剪切方向;(代号见图1)
1 Tethys -Himalaya;
2 Great -Him alaya;
3 Lesser H imalaya;
4 Sub himaya;
5 adjacent area;
6 gran ite;
7 oph iolite;
8 thrust;
9 klippe;10 tectonic w indow ;11 d etachment;12 trike -slip fault;13 fault;14 shear sense
1.2 喜马拉雅主碰撞造山带
喜马拉雅主碰撞造山带呈向南突出的E -W 向弧形展布,长2500km,宽300~500km ,经研究确定的喜马拉雅造山带的结构及其边界断裂组合现已成为全球造山带的经典模型。

喜马拉雅主碰撞带位于印度斯-雅鲁藏布江缝合带(IYSZ)和喜马拉雅主前锋冲断裂(MFT )之间,自北往南共分4部分:特提
斯-喜马拉雅(TH M )岩片、高喜马拉雅(GH M )岩
片、低喜马拉雅(LH M )岩片及次喜马拉雅(SH M )岩片。

特提斯-喜马拉雅(T H M )与高喜马拉雅(GH M )岩片之间的界限为藏南拆离断裂(STD),高喜马拉雅(GH M)和低喜马拉雅(LH M)岩片之间的界限为主中央冲断裂(M CT),低喜马拉雅(LH M)和次喜马拉雅(SH M )岩片之间的界限为主边界冲断裂(MBT ),次喜马拉雅(SH M )与印度克拉通之间的界限为主前锋冲断裂(MFT )(Burg and Chen,1984;Burchfiel et al.,1985,1992;崔军文等,1992,1997;Brookfield,1993;Le Fort,1996;Yin and H arr ison,2000;许志琴等,2007)(图5)。

在喜马拉雅主前锋冲断裂(MFT )前缘发育一套巨厚的西瓦利克山前磨拉石堆积,反映了喜马拉雅中新世以来不断快速上升的历史。

1.2.1 高喜马拉雅及东、西构造结变质基底的组成及再活化
冈瓦纳大陆北缘的印度陆块,在经历3500~3000M a,2600~2400Ma 和1700~1500M a 和1200~1000Ma 的变质事件后,又经历了泛非裂谷-岛弧-碰撞造山的事件(650~550M a)(Sengor et al.,1996)。

高喜马拉雅出露的前震旦纪变质岩属印度地台北缘结晶基底的一部分,在主带上称聂拉木群,为一套高角闪岩相的富铝变质岩系,局部发生过
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地 质 学 报2011年
混合岩化,原岩可能是砂岩及砂质泥岩,总厚达6000~9000m。

前人曾认为喜马拉雅地体变质基底岩石形成的年龄为古元古代晚期-新元古代晚期(1800~728Ma)(Kr um menacher,1961;Xu Ronghua et al.,1985;Achary ya,1977;T hakur, 1980;Gehrels et al.,2003)。

南迦巴瓦岩群的原岩记录了2500M a,1800M a,1650M a和1000M a发生的多期构造热事件(张泽明等,2008b),这些年代可以与整个高喜马拉雅结晶岩系以及印度陆块中所获的多期前寒武纪年龄相对应。

因此,高喜马拉雅结晶杂岩的原岩是在太古代印度变质基底之上形成的,并作为印度陆块的一部分先后经历了Co lum bia、Rodinia和Gondw ana超大陆的形成与裂解的各过程。

研究表明,在印度-阿拉伯陆块北缘发育530~470M a的晚泛非期造山带(Caw o od et al.,2007)。

此一事件影响范围至高喜马拉雅岩片(529~457M a)(Gehrels et al.,2003;周志广等, 2004;许志琴等,2005;Liu et al.,2007b)、特提斯-喜马拉雅岩片(562 4M a;Sch rer et al.,1986和504~528M a;Xu Zhiqin et al.,2005),南迦巴瓦构造结(514~489M a)(Liu et al.,2007a;张泽明等, 2008a;2008b)、拉萨地体(470~540M a)(张泽明等,2008a)和三江地区(505~520M a)(许志琴,未刊资料)。

印度-亚洲碰撞致使南迦巴瓦群的变质基底强烈活化,其原岩记录了40~20M a构造变质事件(张泽明等,2008b),还记录了10Ma以来快速隆升的多次构造变质事件(郑锡澜和常承法,1979;Burg et al.,1997;1998;Booth et al.,2004;2009),表明南迦巴瓦地体在第四纪时期一直在急剧上升。

1.2.2 高喜马拉雅挤出岩片及中下地壳隧道流作
用
研究表明,制约高喜马拉雅岩片的两条边界断裂,即主中央冲断裂(M CT)和藏南拆离断裂(STD)几乎是同时存在和一并活动的,被学界广泛接受的高喜马拉雅崛起的机制是 牙膏式的向上挤出 (Chem enda et al.,1996,2000)或隧道流(Beaum ont et al.,2001;Jamieson et al.,2006)。

上述构造模式假说的高喜马拉雅挤出岩片夹持于MCT和ST D之间,来自增厚地壳的中下部,主要为长英质成分,且富含流体,在中、下地壳的温度和流体联合作用下岩石发生了部分熔融,因而岩石的密度和流变强度不仅比其上覆(即STD之上)的岩石要低,而且比其下伏的即M CT之下的岩石还要小,在区域近南北向挤压应力和垂向浮力的联合作用下,位于M CT和STD之间的角闪岩相至麻粒岩相变质杂岩体向上挤出,而MCT和STD就像这个流动隧道的上、下两壁。

隧道流构造模式还隐含三层意思: 挤出体中必然出现淡色花岗岩,其为中、下地壳脱水部分熔融的产物。

高喜马拉雅岩片中淡色花岗岩的U-T h-Pb年龄主要为22~23M a(H arrison et al.,1995;
H odges et al.,1996;)到12~13M a(Wu et al., 1998;Liu et al.,2007)。

在东西构造结还发现更年青的淡色花岗岩,其年龄甚至不到4M a(Zeitler et al.,1993;Bo oth et al.,2004;2009)。

MCT 和ST D必然是高梯度的应变带,事实的确如此, M CT和STD均为强变形的韧性剪切带。

在尼泊尔,M CT厚达6km,ST D的厚度约1km。

大部分的ST D和一部分M CT在中国境内出露。

研究表明,STD向北延伸至特提斯-喜马拉雅单元之下,并在拉轨岗日变质穹隆带中出现(Chen et al.,1990;崔军文等,1997;李德威等,2003;许志琴等, 2007),ST D开始活动的时间大约为24~12M a (H o dg es et al.1992,1993); MCT和ST D必须同时活动。

MCT中淡色花岗岩的角闪石40Ar-39A r 及U-Pb测年表明MCT形成早于23~20M a (H ubbard,1989;H odg es et al.,1996),在晚中-上新世时还在继续活动(H ar rison et al.,1997;Liu et al.,2007),并显示了全新世活动的证据(H o dg es et al.,未发表)。

这些研究成果表明MCT和STD的形成与活动时限大致相当。

关于高喜马拉雅变质体(GH S)如何从下地壳就位到现在的位置有几种代表性的侵位模式: GH S作为刚性或韧性变形楔被挤出(Bur chfiel and Royden,1985;H odges et al.,1992;Burchfiel et al.,1992;Grujie et al.,1996;Grasemann and Vannay,1999;Vannay and Grasem ann.,2001); 陆内深俯冲先造成陆壳板片从下伏地幔岩石圈中拆离,然后楔形板片往上挤出达到现在位置(Chemenda et al.,1995,2000)等。

隧道流作用既可以发生在喜马拉雅的下地壳,也可以从拉萨地体通过中地壳的流动转运到喜马拉雅,并在喜马拉雅造成高原地貌的垮塌效应(Nelson et al.,1996; Beaumont et al.,2001;2004;Grujic et al.,2002)。

特提斯-喜马拉雅岩片拉轨岗日变质穹隆带中康马变质杂岩体的基底和盖层之间拆离剪切带,被认为是藏南拆离系(ST D)的北延部分,其黑云母和
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