喜马拉雅造山带造山模式探讨

书书书　２０１３年４月地　质　科　学ＣＨＩＮＥＳＥＪＯＵＲＮＡＬＯＦＧＥＯＬＯＧＹ　４８（２）：３６２—３８３ｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０５６３－５０２０．２０１３．０２．００４喜马拉雅造山带造山模式探讨张进江　王佳敏　王晓先　张　波（造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院北京　１００８７１）摘　要　喜马拉雅是典型的碰撞型造山带，造山带结构构造复杂，可大致划分为以逆冲推覆构造为主的南喜马拉雅造山带和以各种伸展性构造为主的北喜马拉雅造山带；造山带内各类构造均发生过多期变形，且发生过多次缩短与伸展的构造反转；大喜马拉雅结晶杂岩系（ＧＨＣ）内变形、岩浆及变质作用证明造山过程中存在渠道流作用。据此，本文提出一种由印度—欧亚大陆汇聚速率控制的多阶段造山模式：两大陆汇聚速度快时，青藏高原内形成南北向裂谷系（ＮＳＴＲ），喜马拉雅内经历造山过程，并在造山带中、下地壳形成作为底部拆离层的塑性层；汇聚速率慢时，青藏高原内形成共轭走滑断裂，喜马拉雅造山带内的塑性层发生松弛和重力扩散，形成渠道流，导致藏南拆离系（ＳＴＤＳ）的启动、ＧＨＣ的挤出和北喜马拉雅片麻岩穹窿（ＮＨＧＤ）的形成。上述的增厚与松弛均是在挤压体制下形成的，构造的反转是因挤压速率变化而产生的结构调节作用。关键词　喜马拉雅造山带　构造反转　渠道流　汇聚速率　多阶段造山作用中图分类号：Ｐ５４２文献标识码：Ａ文章编号：０５６３－５０２０（２０１３）０２－３６２－２２　国家自然科学基金项目（编号：４１１７２１７６，４１１２１０６２）资助。张进江，男，１９６４年９月生，博士，教授，构造地质学专业。Ｅｍａｉｌ：[e-mail]２０１２－１１－１６收稿，２０１２－１２－２５改回。１　引　言喜马拉雅造山带是新生代印度—欧亚大陆碰撞形成的最为典型的陆—陆碰撞型造山带，由于碰撞时限新，与碰撞和造山相关的构造保存相对完整，并且许多造山地质过程仍在持续，因此喜马拉雅造山带成为研究板块运动和造山作用的天然实验室。正是由于喜马拉雅造山带的经典性，自２０世纪２０年代以来，人们就一直对造山带结构，特别是造山机制进行探索与研究，并提出了不同的造山模式。其中，Ａｒｇａｎｄ（１９２４）最早提出了地壳叠置概念，而后Ｄｅｗｅｙｅｔａｌ．（１９８８，１９８９）、ＺｈａｏａｎｄＭｏｒｇａｎ（１９８７）也相继提出了逆冲缩短和透入性缩短的造山模型。在喜马拉雅造山带中，大喜马拉雅结晶岩系（ＧＨＣ）为其最重要的岩石—构造单元，它的出露过程对造山过程与机制至关重要。人们根据对其出露过程与机制的不同认识，提出了多种不同造山模式，如印度大陆中、下地壳挤出模式（Ｃｈｅｍｅｎｄａｅｔａｌ．，２０００）、韧性楔状挤出模式（ＢｕｒｃｈｆｉｅｌａｎｄＲｏｙｄｅｎ，１９８５）以及主动—被动顶板断层模式（Ｙｉｎ，２００６）。值得一提的是，根据地球物理证据，通过数值模拟与地质的结合出现了一种新的学说，即渠道流（ｃｈａｎｎｅｌｆｌｏｗ）学说（Ｂｅａｕｍｏｎｔｅｔａｌ．，２００１；２００４；Ｊａｍｉｅｓｏｎ，ｅｔａｌ．，２００４，２００６；２期张进江等：喜马拉雅造山带造山模式探讨Ｈａｒｒｉｓ，２００７），尽管该模式从形态上很好地解释了喜马拉雅造山带的构造格局，如ＧＨＣ的出露位置及物质与温度结构，北喜马拉雅片麻岩穹窿（ＮＨＧＤ）的位置等，但由于还缺乏足够的地质、地球物理的证据，所以还是遭到了许多科学家的质疑（Ｋｏｈｎ，２００８）。另外，关于喜马拉雅造山的具体过程问题也存在争议。目前，大多数科学家认为，挤压造山事件（包括ＧＨＣ的出露）集中发育于２５～１２Ｍａ（Ｈｏｄｇｅｓ，２０００；ＹｉｎａｎｄＨａｒｒｉｓｏｎ，２０００；ＳｅａｒｌｅａｎｄＧｏｄｉｎ，２００３；Ｙｉｎ，２００６；ＺｈａｎｇａｎｄＧｕｏ，２００７）；而且许多学者认为，自中新世中期以来喜马拉雅造山带已处于垮塌阶段（ＭｏｌｎａｒａｎｄＴａｐｐｏｎｎｉｅｒ，１９７８；ＣｏｌｅｍａｎａｎｄＨｏｄｇｅｓ，１９９５；Ｓｅａｒｌｅ，１９９５，ＬｉｕａｎｄＹａｎｇ，２００３），这似乎符合传统的造山带增厚—垮塌模式（Ｄｅｗｅｙ，１９８８；Ｃｅｌａｌ爦ｅｎｇｒ，１９９０；ＡｌｋｍｉｍａｎｄＭａｒｓｈａｋ，１９９８）。然而近期的研究却发现，喜马拉雅造山带经历了多期的收缩与伸展的交替过程，而且喜马拉雅造山带可能根本就没有进入垮塌阶段（王晓先等，２０１２；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）。鉴于上述，本文将在我们近期研究的基础上，探索喜马拉雅造山带的细节过程，验证渠道流存在的可能，进而对喜马拉雅造山模式进行探讨。２　喜马拉雅造山带基本构造单元狭义的喜马拉雅造山带指雅鲁藏布江缝合带与主前锋逆冲断层（ＭＦＴ）之间、由新生代印度—欧亚大陆碰撞形成的强烈变形、变质带（书书书图１）。该造山带各构造单元自被Ｇａｎｓｓｅｒ（１９６４）确定以来，基本未有太大变动，只是名称上稍有修改（Ｙｉｎ，２００６）。近期的研究表明，根据构造特征可粗略地把其分为南喜马拉雅造山带和北喜马拉雅造山带（书书书图１，书书书图２）（Ｙｉｎ，２００６；张进江，２００７；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）。南喜马拉雅造山带以与造山相关的挤压性构造为主，并形成典型的背驮式逆冲推覆体系。最南侧的构造为主前锋逆冲断层（ＭＦＴ），该断层为现今前陆盆地与造山带主体的分界，其北依次发育主边界逆冲断层（ＭＢＴ）、主中央逆冲断层（ＭＣＴ）；被这些逆冲断层分割的岩石—构造单元由南向北主要包括：西瓦里克组（ＳＧ）、小喜马拉雅岩系（ＬＨＳ）、大喜马拉雅结晶岩系（ＧＨＣ）。ＧＨＣ顶部为伸展性质的藏南拆离系（ＳＴＤＳ），也即南、北喜马拉雅造山带的分界。北喜马拉雅造山带南起ＳＴＤＳ北至雅鲁藏布江缝合带，岩石单元较为简单，主要为低级变质的特提斯喜马拉雅岩系（ＴＨＳ）。与南喜马拉雅挤压性构造不同的是，北喜马拉雅造山带以伸展性构造为主（张进江，２００７），仅保存了大反冲断层（ＧＣＴ）（Ｙｉｎｅｔａｌ．，１９９４，１９９９）和吉隆—康马逆冲断层（Ｌｅｅｅｔａｌ．，２０００）等少数挤压性构造。北喜马拉雅主要的伸展性构造包括以下几类（书书书图２，书书书图３）。２１　藏南拆离系（ＳＴＤＳ）沿喜马拉雅山脊北侧分布，延伸超过２０００ｋｍ，为世界上规模最大的拆离断层系，也是南、北喜马拉雅的分界。已有的研究认为其为向北下滑的正断拆离系，并由韧性变形及顶部的脆性断层组成（Ｂｕｒｇｅｔａｌ．，１９８４；Ｂｕｒｃｈｆｉｅｌｅｔａｌ．，１９９２；Ｃａｒｏｓｉｅｔａｌ．，１９９８；ＳｅａｒｌｅａｎｄＧｏｄｉｎ，２００３；张进江，２００７）。但近期研究认为，ＳＴＤＳ为一宽度超过１０ｋｍ的过渡性剪切带，脆性断层并不发育（Ｙｉｎ，２００６；ＺｈａｎｇａｎｄＧｕｏ，２００７；杨雄英等，２００９）。３６３地　质　科　学２０１３年图１　喜马拉雅造山带中东段地质简图（王晓先等，２０１２）Ｆｉｇ．１　ＴｈｅｓｋｅｔｃｈｍａｐｏｆｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｅａｓｔｅｒｎＨｉｍａｌａｙａｎｏｒｏｇｅｎ（Ｗａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）图２　喜马拉雅造山带示意构造剖面图（据Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２修改）ＳＧ．西瓦里克组；ＬＨＳ．小喜马拉雅岩系；ＧＨＣ．大喜马拉雅结晶岩系；ＴＨＳ．特提斯喜马拉雅岩系；ＧＭＢ．冈底斯岩浆岩带；ＮＨＧＤ．北喜马拉雅片麻岩穹窿；ＹＳＺ．雅鲁藏布江缝合带；其他断层缩写见书书书图１，书书书图３Ｆｉｇ．２　ＳｋｅｔｃｈｏｆｎｏｒｔｈｓｏｕｔｈｔｅｃｔｏｎｉｃｃｒｏｓｓｓｅｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＨｉｍａｌａｙａｎｏｒｏｇｅｎ（ａｆｔｅｒＺｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）图３　北喜马拉雅造山带中东段地质简图（以北喜马拉雅构造为主；据Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２修改）Ｆｉｇ．３　ＳｋｅｔｃｈｇｅｏｌｏｇｉｃａｌｍａｐｏｆｔｈｅｃｅｎｔｒａｌｅａｓｔｅｒｎＨｉｍａｌａｙａｎｏｒｏｇｅｎｗｉｔｈｅｍｐｈａｓｉｓｏｎｔｈｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎＨｉｍａｌａｙａ（ａｆｔｅｒＺｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）４６３２期张进江等：喜马拉雅造山带造山模式探讨２２　北喜马拉雅片麻岩穹窿（ＮＨＧＤ）分布于ＴＨＳ内部，也被称为北喜马拉雅背形或拉轨岗日变质核杂岩；穹隆核部为新生代二云母或浅色花岗岩和糜棱岩化的片麻岩，中部为遭受变形改造的二云母片岩，最外部为浅变质的ＴＨＳ：核部边缘糜棱岩化片麻岩和中部二云母片岩组成一条指示向北伸展的剪切带，一般认为是ＳＴＤＳ在北喜马拉雅的出露（Ｂｕｒｇｅｔａｌ．，１９８４；Ｃｈｅｎｅｔａｌ．，１９９０；Ｗｕｅｔａｌ．，１９９８；Ｈｏｄｇｅｓ，２０００；Ｌｅｅｅｔａｌ．，２０００；２００４；２００６；李德威等，２００４；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２００４；Ａｏｙａｅｔａｌ．，２００６；ＬｅｅａｎｄＷｈｉｔｅｈｏｕｓｅ，２００７；张进江等，２００７；Ｑｕｉｇｌｅｙｅｔａｌ．，２００６）。２３　南北向裂谷（ＮＳＴＲ）青藏高原自晚中新世开始经历广泛的东西向伸展（Ｙｉｎ，２０００；ＹｉｎａｎｄＨａｒｒｉｓｏｎ，２０００；ＺｈａｎｇａｎｄＧｕｏ，２００７），所形成的ＮＳＴＲ成为藏南及北喜马拉雅地区最为明显的构造现象，比较著名的有亚东—谷露裂谷、尼玛—定日裂谷和申扎—定结裂谷等。发育的广泛性使其在陆内变形方面具有重要理论意义（张进江等，２００３ａ）；另外，这些裂谷还是现今浅源地震发育区（贺日政等，２００３），同时也是晚新生代岩浆活动集中地带，从而与金属矿床密切相关（Ｈｏｕｅｔａｌ．，２００４）。３　喜马拉雅造山带主要构造的多期性尽管大多数研究认为喜马拉雅造山带具有一个增厚—伸展的统一模式（见引言部分），但已有不少研究表明：喜马拉雅造山带内各主要构造（如ＭＣＴ、ＳＴＤＳ和ＮＳＴＲ）均经历了多期变形。与造山相关的增厚过程，绝大多数的前人研究认为ＭＣＴ的活动期为早中中新世（Ｙｉｎ，２００６），但近期发现喜马拉雅的增厚至少开始于始新世—渐新世之交（ＥＯＴ）及以前（Ｚｅｎｇｅｔａｌ．，２００９；２０１１；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）。相反地，沿ＭＣＴ更年轻的增厚（１２～７Ｍａ）也被最近的研究所揭示（Ｋｅｌｌｅｔｔｅｔａｌ．，２００９；Ｙｉｎｅｔａｌ．，２０１０）。更为重要的是，很多证据已证明，东喜马拉雅及滇西的缩短及相关的挤出都具有多期性（张进江等，２００３ｂ；２００６；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１０；Ｃａｏｅｔａｌ．，２０１１；Ｌｉｕｅｔａｌ．，２０１１）。关于ＳＴＤＳ，先前的研究均认为其活动时代为２４～１２Ｍａ（Ｈｏｄｇｅｓ，２０００；Ｙｉｎ，２０００，２００６；ＳｅａｒｌｅａｎｄＧｏｄｉｎ，２００３）。但是我们在吉隆和定结的最新研究表明，ＳＴＤＳ的活动可能开始于３６Ｍａ左右，而停止于１３Ｍａ（ＺｈａｎｇａｎｄＧｕｏ，２００７；杨雄英等，２００９；Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１２）。而在Ｇａｒｈｗａｌ喜马拉雅的最新研究表明ＳＴＤＳ曾在１９Ｍａ左右停止过活动（Ｓａｃｈａｎｅｔａｌ．，２０１０），但Ｋｅｌｌｅｔｔｅｔａｌ．（２００９）却在不丹喜马拉雅发现了ＳＴＤＳ晚中新世的活动。北喜马拉雅及藏南的ＮＳＴＲ具有大约１３Ｍａ的统一启动时间（ＣｏｌｅｍａｎａｎｄＨｏｄｇｅｓ，１９９５；Ｂｌｉｓｎｉｕｋｅｔａｌ．，２００１；ＺｈａｎｇａｎｄＧｕｏ，２００７）。但最近报道了一个晚于４Ｍａ的年轻活动（Ｍａｈｅｏｅｔａｌ．，２００７）；相反地，其他研究报道了一系列较老的活动年龄，包括大约１８Ｍａ（Ｗｉｌｌｉａｍｓｅｔａｌ．，２００１），２４Ｍａ书书书①，甚至有羌塘的４７～３８Ｍａ（Ｗａｎｇｅｔａｌ．，２０１０）。５６３①ＺｈａｏＺＤ，ＷｉｄｏｍＥ，ＭｅｎｇＱｅｔａｌ．２０１０．ＯｓＨｆｉｓｏｔｏｐｉｃｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓａｎｄｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅｏｆｔｈｅｕｌｔｒａｐｏｔａｓｓｉｕｍｒｏｃｋｉｎｓｏｕｔｈＴｉｂｅｔ．Ｉｎ：ＡｂｓｔｒａｃｔＶｏｌｕｍｅｏｆＮａｔｉｏｎａｌＳｙｍｐｏｓｉｕｍｏｎＰｅｔｒｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｄｙｎａｍｉｃｓ（Ｐｅ