造山作用与造山带(全文)

造山作用与造山带（全文）
胡经国
一、造山作用与造山带的概念及其演变
1、概念的起源与应用
造山作用的概念起源于早期地质学家对地球表面山脉成因的思考。

最早提出造山作用（Orogeny，或造山运动）这一术语的Boue（1874）指出，山脉的形成是构造原因引起的。

Gibert（1889）指出，造山作用就是形成山脉的过程。

显然，早期地质学家就已经把造山作用理解为以山脉为结果的一种构造作用。

造山作用这一术语于19世纪在欧洲大陆广泛应用，但是其应用却因人而异。

有的侧重它的地貌表现，而有的则侧重它的构造意义。

Gilbert（1890）提出，造山作用是指不同于造陆运动（E peirogenic）的、产生山脉的地壳构造运动。

Stifle（1919）提出，造山作用是指改变岩石组构的幕式过程；这一过程包括褶皱和逆冲等挤压变形、钙碱性岩浆活动和区域变质作用。

Davis（1984）在其《区域和岩石构造地质学》教科书中提出的定义是：“造山带是地壳中一条巨大的、通常呈直线到弧形的构造带，机械变形强烈和或热液活动集中。

……山脉是造山带的一种表现，并不是我们所谓造山带的全部。

古代的造山带虽然是仍然可以辨认出来的区域变形带，但是已夷平为大陆内部的平原；而目前正在形成的造山带，其主要构造部分可能不在山脉中，而位于地表10 公里、50公里甚至100公里以下。

若山脉确实存在，则正好是一个造山带的顶部”。

1993年版大百科全书地质学卷给出的造山带（O rogen）的定义是：经受了强烈褶皱及其它变形而生成的线状大地构造单元，由一定地史时期的活动带演化而成，并相对于稳定的克拉通而存在。

在地槽学说中，造山带是指地槽演化的终结产物，地槽褶皱回返的产物，又称为褶皱带。

造山作用与造山带这些古老的术语，在经典槽台学说关于地壳演化理论、区域地质、地质矿产研究等方面都产生过巨大的影响，并且得到了广泛的应用。

造山带这一术语自其被提出以来，作为与克拉通相对应的大地构造单元，在阐述诸如阿尔卑斯、喜马拉雅等具有全球规模的巨大山系的性质、构造和成因以及解译造山作用过程等方面，都起到了重要的作用。

但是，随着板块构造学说的创立和发展，特别是随着板块构造学说在大陆和海洋构造研究和地壳－岩石圈构造运动研究中取得得一系列重大进展，许多原来未认识到的关于地壳－岩石圈组成物质、结构、演化和动力学机制等方面的事实被愈来愈多地被揭示出来，同时也出现了许多新的大地构造问题。

人类的地球观普遍发生了深刻变化。

造山作用与造山带的古老概念已有了新的发展，其早期定义也发生了新的变化。

2、造山作用的概念
造山作用是指形成造山带的构造作用过程，是一个复杂的地质作用过程。

造山作用是在地球深部构造动力学背景下，地壳－岩石圈发生剧烈构造变动、物质成分重组、结构重建的复杂的物理、化学的漫长连续的地质作用过程。

通常，造山作用是造成地壳－岩石圈横向收缩、垂向增厚、隆升成山的构造作用。

造山作用往往导致山脉的形成，但是并非都会成山或都一定要成山。

山脉只是造山作用最终结果的一种明显的表现形式，它既并不是造山作用的全貌或全部内涵，也不是造山作用的本质，更不是判别造山作用的主要标志。

3、造山带的概念
造山带是指在造山作用过程中因褶皱或其它地质作用而形成的线状延伸的构造带，包括上层山脉的形成、褶皱、断裂、逆掩等作用过程，以及深部的塑性变形、变质作用、岩浆活动等作用过程。

造山带的形成过程属于构造活动带范畴，其后期多数表现为山脉隆起带。

造山带是地壳－岩石圈上的强烈构造变形带，呈长条状、线状展布，是褶皱、岩浆和火山活动十分发育的地带。

4、板块构造理论对造山作用概念的新发展
板块构造理论把造山作用理解为岩石圈板块边界的相互作用过程，而边界的相互作用往往是长期的、持续不断的作用过程，从而给造山作用赋予了许多新的含义，同时也出现了许多对造山作用的不同理解。

Monger和Francheteau （1987）指出：“造山的形变发生在汇聚板块、离散板块和转换板块等的边界。

”Sengor（1992）在系统评述前人对造山作用概念的理解的基础上，提出了一个更为严格的定义，即：“造山作用是一个用以表征汇聚板块边界所有地质过程的集合的名词”。

5、板内（陆内）构造研究对造山作用的新认识
Sengor（1992）的定义把造山作用限制在汇聚板块边界。

但是，20世纪80年代中后期以来的研究表明，造山作用并不局限于板块边界，板块内部（大陆内部）同样会发生强烈的造山作用，形成板内（陆内）造山带。

6、目前对造山作用的一般理解
综上所述，现将目前对造山作用的一般理解介绍如下：
造山作用是指以收缩挤压作用为主导、沿地壳－岩石圈上巨大狭长地带发生的所有地质作用过程。

在这里，强调以收缩挤压作用为主导，有以下三个方面的含义：
⑴、收缩挤压的构造体制可以发生在汇聚板块边界，也可以发生在大陆板块内部，即造山作用并不局限于汇聚板块边界；
⑵、造山作用是一个复杂的作用过程，以收缩挤压作用为主导，并不排除斜向汇聚挤压的转换压缩（从应力角度为压扭）造山作用；
⑶、造山作用是一个漫长的作用过程，形成的造山带更是经历了长期的发展演化，因此在以收缩挤压作用为主导形成的造山带中，可以出现一些伸展构
造；这些伸展构造既可以是同造山的（造山作用过程中的短期应力松弛或伸展），也可以是后造山的。

7、对造山带概念的新理解
造山带（Orogenic Belt）是一个与造山作用既有联系又有区别的术语。

第一、它首先是经历了造山作用过程的地壳－岩石圈上巨大狭长的构造活动带，具有其独特的地质特征；第二、造山带的发展并不仅仅限于造山作用阶段，它具有更为长期的地质演化过程和复杂的物质组成，以及多期强烈的构造变形和强烈的热液活动。

二、造山作用存在的6个主要标志
造山作用存在的6个主要标志是：
⑴、角度不整合
地层的角度不整合是一次强烈构造作用的产物, 代表了地壳经历过一次下降－抬升－再下降的过程，是造山作用发生的最明显证据。

实际上，由于强烈的构造作用影响，使已形成的地层普遍发生了褶皱、断裂等较强的构造变形，并使造山作用过程中所形成的火山－沉积岩系往往与下伏不同时代地层呈角度不整合接触。

所以，角度不整合是造山运动最明显的证据。

⑵、磨拉石沉积组合
磨拉石沉积组合是一套以陆相为主的巨厚的砾岩和砂岩占优势的沉积组合，产出于山间坳陷和边缘坳陷。

这种沉积组合的岩石分选很差，层理不规则，常见交错层理和波痕，相变急剧。

它是由于强烈的构造作用使岩层发生褶皱和断裂而隆升，并遭受剧烈剥蚀而形成快速堆积的产物。

也就是说，在造山作用过程中，每一次较强的构造事件均会产生同造山磨拉石沉积组合。

所以，磨拉石沉积组合一直被认为是造山作用发生的直接标志。

⑶、沉积组合性质突变
造山作用发生之前多为稳定型的沉积组合，而在造山作用期间则以火山－沉积组合和磨拉石沉积组合为代表的非稳定型沉积组合类型为主。

⑷、强烈构造变形
也是造山作用存在的直接标志。

造山作用期间，使地壳物质发生了强烈构造变形，如强烈褶皱和大规模逆冲推覆构造等。

⑸、动力变质
造山作用过程中，由于较强大的构造挤压作用，可使断裂带附近或整个地壳岩石发生普遍动力变质作用。

尤其是在规模较大的逆掩断层附近，因应力相对集中而常常出现动力变质带，甚至可产生高压动力变质岩。

⑹、岩浆活动
剧烈的岩浆活动是造山作用的直接产物。

在造山作用期间，随着大规模逆掩断层的形成，导致了地壳岩石发生部分熔融，形成的岩浆随着强烈的构造作用侵入或喷出至地表，造成了剧烈的岩浆活动。

三、造山带的6个特征标志
造山带具有以下6个`特征标志：
1、造山带是地壳缩短带
造山带是地壳缩短带；伴随地壳缩短带常共生有混杂堆积带。

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、造山带具有强烈的构造变形
造山带广泛发育塑性流动（蠕变）、韧性剪切变形、褶皱、冲断和／或剪压构造带。

早期造山作用与褶皱变动有相同的意思。

现在看来，褶皱和冲断推覆构造的发育程度，仍然是造山带与克拉通的主要构造区别之一。

3、造山带具有广泛的变质作用
造山带具有广泛的变质作用发生，岩层（体）或岩石组构发生变化。

4、造山带具有强烈的岩浆活动
造山带具有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与（热作用参与程度较大）。

5、造山带沉积以非史密斯地层为主
造山带沉积以非史密斯地层为主，较大规模造山带通常具有蛇绿混杂岩带。

链接：史密斯地层、非史密斯地层
国际地层指南中指出，地层学应扩展为包括对构成地壳的所有岩石体的描述，所有各类岩石（沉积的、火成的、变质的、固结的和非固结的）都属于地层学和地层分类的总体研究范畴。

传统地层学主要针对沉积成因地层，虽然拓展包括了一部分火山喷出岩，如熔岩类、火山碎屑岩和火山灰等层状火山岩，其形成的力学机制基本上是重力机制，即向地心方向受重力作用逐渐累积。

现今，将重力机制下形成的地层及其适度扩展物（如沉积变质和沉积火山岩类）称之为史密斯地层。

在现代地层学概念中，形成地层的力学机制不仅仅是重力，而且包括了热力（如蛇绿岩）、机械力或构造力（如混杂岩、构造岩等）。

非重力机制或非沉积成因的地层，也都有时空顺序，其顺序服从各自的力学机制和成因，但不服从史密斯地层的叠覆律；这些非重力机制下形成的地层不属于史密斯地层学的范畴，而称之为非史密斯地层。

造山带混杂岩区主要依据构造力作用机制不同，其非史密斯地层形成方式可区分为俯冲刮削拼贴式、俯冲折返拼贴式和仰冲推覆式等。

链接：非史密斯地层
非史密斯地层，是指那些经历不同程度变形、变质、变位，现存特征与
其沉积时明显不同，甚至面目全非的无序或部分有序的地层－岩体（区）。

非史密斯地层可以划分为褶断地层类、韧变地层类和杂岩类。

非史密斯地层的研究方法和技术路线可概括为：分类、分区（带）、分块（片）→形成、变位、变形和变质标志分析→区域地层的原生时空结构分析→确定构造地层带→建立岩石、年代地层系统。

非史密斯地层学的出现，是造山带地质深入研究的产物，是地层学发展过程中新的里程碑。

非史密斯地层学的思想精髓，是构造搬运和构造混杂概念的确立及该作用对原生地层时序和位序的深刻影响。

6、参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质
在地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质；洋壳物质仅以残留体形式存在，在整个造山带中所占比例很小或根本就没有。

四、造山带类型的划分
不同学者对造山带有不同的分类方案。

1、某大学大地构造学课件的分类方案
⑴、俯冲造山带
⑵、碰撞造山带
⑶、陆内造山带
2、按岩石圈板块聚合阶段的分类方案
⑴、陆缘造山带：环太平洋
⑵、陆间造山带：天山－兴蒙、秦祁昆－大别－苏鲁
⑶、陆内造山带：燕山
3、Sengo的分类
⑴、转换挤压型
⑵、俯冲型
⑶、增生型
⑷、仰冲型
⑸、碰撞型
4、许志琴按构造类型的分类
⑴、叠覆型造山带山链
⑵、增生弧型造山带山链
⑶、双向型造山带山链
5、李继亮等的碰撞造山带分类
⑴、陆－陆碰撞型
⑵、陆－前缘弧碰撞型
⑶、陆－残留弧碰撞型
⑷、陆－增生弧碰撞型
⑸、弧－弧碰撞型
⑹、弧－陆－弧碰撞型
五、陆内造山带
1、分布特征
陆内造山带在空间上总是发育在陆内横切板块边缘，而不是在陆缘和陆间。

它既可以发育在克拉通型古老大陆内部，也可以发育在由陆缘、陆间环境经过主造山期转化而成的较新大陆内部。

例如，中国的燕山、贺兰、熊耳陆内造山带和非洲的达马拉兰陆内造山带，都发育在克拉通型古老大陆内部；中国的大别山、天山陆内造山带，都发育在由陆间环境经过主造山期转化而成的较新大陆内部。

2、地壳－岩石圈特征
陆内造山带形成时的地壳－岩石圈类型不是大洋型或过渡型地壳，而是大陆型地壳。

包括克拉通范围内的早已出现的古老陆壳，也包括由以前的洋壳或过渡壳转化而成的较新陆壳。

3、时间演化特征
陆内造山带在时间演化系列上具有分期演化的特征。

这不仅表现在造山带逆冲系统的分期形成上，而且伴随的构造－热事件和磨拉石沉积组合也具有分期的特征。

例如，燕山陆内造山带，自晚三叠世开始进入造山带形成演化时期。

直到早白垩世晚期之前才演化结束。

在此过程中，根据造山带逆冲系统的形成时代，可以分为三个阶段：晚三叠世主要表现为褶皱和逆冲系统底界滑动拆离面的形成；早－中侏罗世为造山带后缘主干逆掩断层形成时期，晚侏罗世为造山带前缘主干逆掩断层形成时期；早白垩世表现为微弱褶皱，造山带构造格局最终定位。

而板缘造山带在时间演化系列上则是一个连续的过程；只要板块汇聚作用继续进行，造山带演化就是一个连续的过程。

4、构造变形特征
陆内造山带为由多条主干逆掩断层组成的大规模逆冲推覆构造系统。

在几何形态上，表现为后端厚、前端薄的构造楔形体。

而且，无论前缘还是后缘，往往有大面积的基底岩系也被卷入构造变形，形成沉积盖层和基底岩系同时卷入构造变形的大型厚皮构造。

而板缘造山带虽然也主要由逆冲推覆构造组成，而且在几何形态上也表现为后端厚、前端薄的构造楔形体，但是其构造楔形体则基本上由位于造山带前缘的薄皮构造和位于造山带根部的厚皮构造两部分组成。

5、变质特征
陆内造山带无区域变质作用发生。

动力变质作用以产生高压变质岩为特征，并且往往以带状形式分布于主逆冲断层附近，多以似层状或透镜状赋存于围岩之中。

高压变质岩分布于造山带的各个构造单元，既可以出现在造山带的前缘，也可以出现在造山带的后缘，还可以出现在造山带的中央部位。

而板缘造山带的动力变质作用以出现双变质带为特征；在大洋一侧有高压变质相系分布，在大陆一侧有低压变质相系分布。

6、岩浆岩特征
陆内造山带没有标志残余洋壳的蛇绿岩和远洋沉积；没有安山质火山岩及其相应的侵入岩；基本上为中上地壳部分熔融的产物，表现为酸性岩石组合和钙碱性岩石系列，并且在造山过程中具有分期演化的特征，往往在构造活动最强烈的时期岩浆岩更偏酸性。

花岗岩以S型和A2型花岗岩为主，兼有少量I 型花岗岩；岩石组合为二长花岗岩－花岗闪长岩－石英二长岩－石英二长闪长岩。

火山岩基本上为钠质和普通过渡类型，岩石组合为（玄武质）粗面安山岩－粗面英安岩（英安岩）－流纹岩。

六、Sengo分类中的造山带及其特征
根据板块构造理论，造山带（Orogen）是板块汇聚的产物。

现代板块可以在以下几种环境条件下产生汇聚：①、俯冲带；②、碰撞带；③、转换断层受阻弯曲部位。

因此，这些环境条件决定了造山带的主要类型及其特征。

㈠、转换挤压型造山带
转换挤压型造山带形成于两条相互平行的作走滑运动的转换断层之间，由于断层的相向运动，使位于其间的、同时受到两条断层作用的岩体遭受被动挤压，这样形成的造山带就称为转换挤压型造山带。

1、转换挤压型造山带分类
按照其构造的对称性和性质，可将转换挤压型造山带分为以下两种不同的类型：
⑴、Ⅰ型——不对称转换挤压型造山带
这类造山带主要形成于陆块内部；少数形成于陆块边缘或洋块内部，规模相对较小。

但是，可进一步发展成为对称转换挤压型造山带。

其主要特征是：整个造山带内的构造向同一方向倾斜；另外，这类造山带通常发育有俯冲带，并且具有俯冲控制型造山带（Subduction-Control Orogens）的特征。

⑵、Ⅱ型——对称转换挤压型造山带
它完全形成于陆块内部，常常是一些大型挤压隆起带。

其主要特征是：沿造山带发育有两条平行的分离型逆冲断层带。

2、转换挤压型造山带的基本特征
总的说来，转换挤压型造山带有以下基本特征：
⑴、转换挤压型造山带的地壳是岩石圈碎片或板片的旋转，这种旋转与起
控制作用的转换断层的走滑运动的性质是一致的。

⑵、转换挤压型造山带内通常存在一个比其它类型造山带更“冷”的热机制。

一般不会有相关的变质作用和岩浆活动存在；另外，在这类造山带边界的转换断层的附近常出现一些碱性岩石。

A.M.C.森格认为，这可能只是具有部分熔融作用的边界转换断层的相对冷的边缘，随着部分熔融程度的降低而产生的碱性岩石，而不是通常所说的岛弧拉斑玄武岩。

㈡、俯冲控制型造山带
与岩石圈板块俯冲有关的造山带是研究内容极其丰富的造山带。

它不具有碰撞型或转换挤压型造山带那样的压性特征，而且至今还不能明确它是否具有像碰撞带那样的压性特征（A.M.C.森格）。

在一些地方俯冲作用会引起明显的拉张，在另一些地方会引起挤压，而在有的地方则既不产生拉张也不引起挤压。

由此可见，影响俯冲控制型造山带形成的因素很多，形成机制也很复杂，应变特征也多种多样。

当洋壳向陆壳下俯冲时，岩浆上涌侵位和喷出地表的区域，如南美的安第斯山及环太平洋的各大岛弧，都是岩浆弧。

岩浆弧靠近洋壳的一侧为弧前盆地，另一侧为弧后盆地。

全球的两类（安第斯型、西太平洋型）汇聚型板块边缘的弧前地区基本一致，主要区别在于弧后地区。

安第斯型为挤压型构造环境，弧后地区为稳定的克拉通地区；而西太平洋型则为伸展型构造环境，弧后地区为边缘海或者陆缘裂陷盆地。

1、俯冲控制型造山带的类型及其特征
按照应变特征，将俯冲控制型造山带分为以下几类：
⑴、张性岩浆弧造山带
较为典型的俯冲控制型造山带，是西太平洋的马里亚纳岛弧系和卡拉布里亚岛弧系。

这些造山带最引人注目的特征是地形极低。

例如，大约有15个小岛大体上呈南北方向沿马里亚纳洋中脊成线状排列，但是其中只有1个小岛露出海面。

另外，该类造山带的弧前岩石类型，分布在从蛇绿岩化超镁铁质岩到玻古安山岩的范围内，反映了一类在汇聚环境中形成的张性构造现象。

A.M.C.森格认为，马里亚纳弧前发生的地质作用是各种规模海山的俯冲作用，而不是增生作用。

还有，该类造山带的火山产物主要是玄武岩和玄武质安山岩。

⑵、中性岩浆弧造山带
其上层板块既无明显的缩短也无明显的拉张的岩浆弧，称为中性岩浆弧。

其典型例子是苏门答腊和阿留申岛弧系。

中性岩浆弧造山带最重要的特征是，其横剖面方向上缺失相当规模的拉张或挤压变形。

在有的地方，如苏门答腊，虽然有一些重要的盆地，但是它并不与俯冲作用或拉张作用有关的，而是与沿弧发生的横推断层作用有关。

中性岩浆弧造山带的岩石成分中，最常见的是安山岩和玄武质安山岩。

中性岩浆弧造山带的另一个特征是，大型俯冲－增生的杂岩体和平行弧的
转换断层的存在。

⑶、压性岩浆弧造山带
压性岩浆弧是俯冲控制型（Subduction-Controler）造山运动最为壮观的产物。

最典型的压性岩浆弧造山带，是美洲的安第斯山脉。

从地形上讲，安第斯山脉是由许多狭窄的雁列式山系组成，其形成年代都很年青，在许多地方它们掩盖了下部的复杂构造，并且整个安第斯俯冲带普遍具有平缓的特征。

压性岩浆弧造山带最为显著的特征是，巨大的地壳缩短作用。

这一作用可以发生在距离相关海沟1000多公里的地区。

它既可以在与倾角正常的“和达一毕里乌夫带”相连的区段后发育广泛的褶皱－逆冲断层带和深的后退弧式磨拉石盆地，也可以在与倾角平缓的“和达一毕里乌夫带”相连的区段后发育巨大的腹地基底形变区。

另外，绝大多数压性岩浆弧造山带的作用持续时间较短。

还有一点，就是压性岩浆弧不仅要产生大型的花岗闪长／花岗岩基岩带，而且还会产生玄武岩／安山岩／流纹岩等火山岩类（以安山岩为主）。

同时，还有大型的压性变质核心杂岩（与碰撞环境下形成的变质核心杂岩没有多大差异）。

最后一点，就是压性岩浆弧的主要地质作用是增积作用而不是侵蚀作用。

2、俯冲控制型造山带的成因
关于各种俯冲控制型造山带的成因问题，所查得的资料表明，目前主要存在两个学派。

其中，以Coney（1970，1972，1973）、Wilson和Bruke（1972）为一派。

他们认为，是上驮板块相对于海沟线的运动决定了岩浆弧的性质。

若上驮板块朝海沟方向推进，则形成压性弧；若上驮板块退离海沟，则形成张性弧；若上驮板块相对于海沟既不推进又不退离，则形成中性弧。

以Molnar和Atwater（1978）为首的另一派认为，正是海沟线本身相对于一个惰性的或缓慢移动的软流圈参照系所做的运动，才决定了岩浆弧的性质。

若海沟线向大洋一侧退离，则弧为张性；若海沟线向大陆一侧推进，则弧为压性；若海沟线静止不动，则弧为中性。

Dewey（1980）将上述两种模式结合起来，认为，弧的构造性质的差异实质上是由两类板块的矢量运动（相对于一个惰性的或缓慢移动的软流圈参照系）所决定的，即由下冲板块垂直下沉作用引起的板块下弯处（或海沟线）的后滚运动和上驮板块的运动所决定的。

Dewey（1980）以Molnar和Atwater （1978）的模式为基础，将大洋岩石圈的年龄与后滚作用联系起来，古老岩石圈（＞50Ma）的地幔部分厚而冷，产生负向浮力；而年青岩石圈的地幔部分薄而热，则产生正向浮力。

㈢、增生型造山带的基本特征
1、概述。