班公湖_怒江縫合帶作為岡瓦納大陸北界的地質(zhì)地球物理證據(jù)_圖文

1、班公湖 怒江縫合帶作為岡瓦納大陸北界的地質(zhì)地球物理證據(jù)潘桂棠 , 朱弟成 , 王立全 , 廖忠禮 , 耿全如 , 江新勝(國土資源部 成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所 , 四川 成都 610082摘 要 :迄今對岡瓦納大陸北界的位置還存在激烈爭論 。 項地質(zhì)地球物理研究工作的深入開展 , , 大陸北界和評價班公湖 早期有關(guān)岡瓦納大陸北界不同觀點的基礎(chǔ)上 , 的地質(zhì)和地球物理資料出發(fā) , 重點介紹了班公湖 , 認為班公湖 關(guān)鍵詞 :新資料 ; ; 班公湖 怒江縫合帶 ; 岡瓦納大陸北界:A 文章編號 :10052321(2004 04037112收稿日期 :20040702基金 項 目 :973項 目 “印

2、度 與 亞 洲 大 陸 主 碰 撞 成 礦 帶 作 用”(2002C B412600 下 屬 課 題 “成 礦 潛 力 評 估 與 戰(zhàn) 略 新 區(qū) 預(yù) 測”(2002C B412600 ; 中國地質(zhì)調(diào)查局 “ 青藏高原南部空白區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查與研究” 計劃項目 (1212010310102 ; “ 青藏高原南部空白區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)綜合研究” 工作項目 (200313000025作者簡介 :潘桂棠 (1941, 男 , 研究員 , 博士生導(dǎo)師 , 長期從事 大地構(gòu)造及區(qū)域地質(zhì)研究。 班公湖 , 向東經(jīng)改則 、 東巧 、 丁青 、 嘉玉橋至八宿縣的上林卡 , 經(jīng)左貢扎玉 、 梅里雪山西坡與昌寧 孟連帶相通

3、 (圖 1 , 再向南 與泰國清邁 清萊帶和馬來西亞的勞勿 文冬帶相 接 , 連綿 3000多 km 。 不但在青藏高原的地質(zhì)構(gòu)造 ,而且在深部地球物理反映的巖石圈結(jié)構(gòu)和組成上都是一條非常重要的分界線 。當(dāng)前 , 中外地質(zhì) 、 地球化學(xué) 、 地球物理學(xué)家對青 藏高原巖石圈的結(jié)構(gòu)和組成 , 已經(jīng)取得了比較一致 的認識 , 即它是由岡瓦納大陸北部邊緣和亞洲大陸 南部邊緣裂離出來的具有不同構(gòu)造屬性的原始地殼 塊體共同建造起來的 , 這些塊體在性質(zhì)上屬于相鄰 古老地盾或地臺的大陸邊緣的構(gòu)造裂離碎塊和塑性 帶 , 在經(jīng)過特提斯洋兩側(cè)沿古大陸邊緣不同時期的裂谷作用或弧后擴張 、 弧后盆地的萎縮消減以及弧陸

4、 、 弧 弧 、 陸 弧碰撞后 , 形成的一系列碰撞造山帶 。因而正確認識岡瓦納大陸的北界 , 對青藏高原構(gòu)造格局 、顯生宙特提斯演化和古地理重建具有重要意 義 。 但迄今為止 , 人們對岡瓦納大陸的北界到底是可可西里 金沙江帶 、 雅魯藏布江帶 , 還是班公湖 怒江帶存在激烈爭論 。近年來 , 隨著研究的深入 , 大量地質(zhì) 、 地球化學(xué) 、 地球物理資料的獲取給重新認識岡瓦納大陸北界這 一問題帶來了新的機遇 。本文的主要目的 , 是在回 顧早期岡瓦納大陸北界不同觀點的基礎(chǔ)上 , 展示近 年來在青藏高原地質(zhì)調(diào)查研究中所取得的大量地質(zhì)和地球物理資料 , 提供班公湖 怒江縫合帶作為岡 瓦納大陸北界

5、的證據(jù) 。 1 岡瓦納大陸北界的早期觀點回顧 對岡瓦納大陸的北界 , 中外地質(zhì)學(xué)家曾進行過 大量研究 , 觀點比較多 , 爭論也比較激烈 , 綜合起來 主要存在三種不同觀點 :(1 岡瓦納大陸北界在昆侖山南緣及其以北 。 常承法等 (1974 認為 3, 喜馬拉雅及以北的岡底斯 念青唐古拉山 、 唐古拉山 、 昆侖山以及阿爾金山等 的形成 , 可能都是從岡瓦納大陸北緣裂解出來的小 板塊 , 由北而南從老到新或經(jīng)歷加里東 、 海西 、 印支 、第 11卷 第 4期2004年 10月 地學(xué)前緣 (中國地質(zhì)大學(xué) , 北京 Earth Science Frontiers (China Universi

6、ty of G eosciences ,Beijing V ol. 11N o. 4Oct. 2004 燕山及喜馬拉雅期相繼與歐亞大陸南線碰撞的結(jié) 果 , 因此 , 岡瓦納大陸北界應(yīng)在昆侖或阿爾金以 北 3。另外一些學(xué)者認為 46, 受全球氣候控制 , 從北 部赤道帶到南部溫帶 , 晚古生代生物群呈多樣性梯 度變化 , 其間不存在一個代表消失大洋的縫合帶作 為不同生物區(qū)系間一貫分隔的標(biāo)志 , 現(xiàn)今青藏高原 及鄰區(qū)連同華北 、 華南 、 揚子及印支等地塊均為晚古 生代岡瓦納大陸的北部邊緣 , 各地塊間為淺?；虿?連貫 、 規(guī)模不等的小洋或裂陷槽所分隔 , 因而認為岡 瓦納大陸的北界應(yīng)在塔里木 華

7、北地塊北側(cè) 。 (2 岡瓦納大陸北界在龍木錯 雙湖 瀾滄江 及其以北 。范影年 (1985 、 李興振等 (1990 主要根 據(jù)動物群面貌的分布特點 , 認為龍木錯 岡瑪錯 雙湖 瀾滄江縫合帶是岡瓦納大陸北界 7,8。李才 等 (1995 、 鮑佩聲等 (1999 根據(jù)冰海雜礫巖 、發(fā) ,(2000 , 認為羌塘地 /地體 , 其 , 分界線在霍爾 巴錯 西亞爾崗地殼對接帶 11。而王乃文 (1984 從古生物地理區(qū)系出發(fā) , 對中 國晚古生代的生物地理區(qū)系進行了分析 , 認為羌塘 印支陸塊是岡瓦納大陸的北緣 12。梁定益等 (1994 在研究早二疊世岡瓦納北緣的構(gòu)造古地理和 雜礫巖成因時 ,

8、 也將金沙江帶作為岡瓦納大陸的北 界 13。還有部分學(xué)者認為 14, 由于羌塘地塊北部或東 部 (即昌都地塊 及蘭坪 思茅地塊晚古生代明顯親 揚子地塊 , 應(yīng)歸于古特提斯洋北側(cè)或歐亞大陸南緣 的小地塊群 , 而拉薩地塊 、 保山 西布馬蘇地塊等是 岡瓦納大陸北緣裂解下來的小地塊群 , 它們分別構(gòu) 成古特提斯南或北部的島群 。因此 , 岡瓦納大陸北 界不越過 “ 龍木錯 雙湖 昌寧 瀾滄江” 一線 。 (3 岡瓦納大陸北界在班公湖 怒江縫合帶及 其以南 。一些學(xué)者 1517認為 , 石炭二疊紀(jì)或早二 疊世的特提斯為泛大陸東側(cè)楔形大洋或泛大洋的一 個巨大海灣 , 北側(cè)為現(xiàn)歐亞大陸南緣的印支 、 揚

9、子 、 華南及華北地塊等 , 南側(cè)為現(xiàn)伊朗 、 阿富汗中部 、 西 藏 、 滇西及東南亞西部等 , 即著名的 “基墨里大陸” , 因而基墨里大陸的北界就是岡瓦納大陸的北界 。 這 與岡瓦納大陸的北界是班公湖 丁青 怒江縫合帶 的認識 1821是一致的 。也有學(xué)者從古植物區(qū)系關(guān)系 22、 構(gòu)造關(guān)系 23,24以及地層學(xué)關(guān)系 25出發(fā) , 將岡底斯山歸屬于亞洲古 陸南緣 , 喜馬拉雅置于岡瓦納古陸內(nèi)部 , 認為印度河 雅魯藏布江縫合帶是印度地塊與亞洲地塊碰撞前 的界線 , 提出岡瓦納大陸在西藏境內(nèi)的北界應(yīng)為雅 魯藏布江縫合帶 。少數(shù)學(xué)者根據(jù)晚古生代化石生物群的混生以及 晚古生代到三疊紀(jì)蛇綠巖或蛇綠

10、混雜堆積形成的構(gòu) 造環(huán)境可能多是拉分或紅海型小洋盆 , 認為當(dāng)時不 存在廣闊深邃的古特提斯洋 ,盆 、 海灣相間的構(gòu)造格局 , (所謂淺 水特提斯 , , , 根本就 26,27。, 有時即使是同一學(xué)者在不同 。究其原因 , 人們常常把岡瓦納 大陸北界與生物分區(qū)界線聯(lián)系起來 , 有時即使考慮 到了除生物群之外的其它證據(jù) , 也很不全面 , 并且多 數(shù)相關(guān)資料都是 20世紀(jì)七八十年代獲得的 , 資料的 不系統(tǒng)性給本來就非常復(fù)雜的岡瓦納大陸北界問題 的正確認識帶來了更大難度 。對班公湖 怒江縫合帶在青藏高原地質(zhì)研究中 所處的重要地位 , 筆者早在 20年前就進行過初步討 論 19, 其中有些至今仍

11、可以得到地質(zhì)和地球物理的 驗證 。 近年來 , 隨著青藏高原空白區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查 的開展以及各項地質(zhì)地球物理研究工作的深入 , 已 經(jīng)積累了大量新的地質(zhì)和地球物理資料 , 這些資料 為重新認識岡瓦納大陸北界和評價班公湖 怒江縫 合帶在青藏高原地質(zhì)研究中的地位和作用帶來了新 的機遇 。 本文下面主要利用近年來獲得的各種地質(zhì) 和地球物理資料 , 提供班公湖 怒江縫合帶作為岡 瓦納大陸北界的相關(guān)證據(jù) , 以供討論 。2 班公湖 怒江縫合帶作為岡瓦納大 陸北界的地質(zhì)證據(jù) 近年來 , 隨著青藏高原空白區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查的 開展以及地質(zhì)研究工作的深入 , 大大提高了人們對 青藏高原地質(zhì)狀況的認知水平 , 對班公

12、湖 怒江縫 合帶也同樣如此 。我們多年來的研究發(fā)現(xiàn) , 在班公 湖 怒江縫合帶南北兩側(cè) , 地質(zhì)演化歷史有著重大 差異 , 體現(xiàn)在以下幾個方面 。( ( 373(1 基底差異 。 南昆侖蛇綠混雜巖帶以北 , 為前 寒武紀(jì)秦祁昆變質(zhì)基底 , 并且中祁連 湟源陸塊 、 全 吉陸塊 、 柴達木陸塊的前寒武組成 、 結(jié)構(gòu)及地質(zhì)演化 歷史與塔里木古陸塊有很好的相似性 28。南昆侖 和班公湖 怒江蛇綠巖帶之間的羌塘 三江地區(qū) ,其中的微陸塊均是裂離自揚子地臺西緣的變質(zhì)軟基底 , 以小塊殘余 、 強變形變質(zhì)基底的零星出露為特征 。班公湖 怒江縫合帶以南 , 在中元古代 、 新元古代是印度地臺的邊緣沉積帶 2

13、9, 在經(jīng)歷了 500600Ma 時的重要構(gòu)造熱事件之后 , 形成角閃巖相和綠片巖相變質(zhì)巖 , 構(gòu)成了 “ 泛非期變質(zhì)基底” , 分布于高喜馬拉雅帶 。 岡底斯 拉薩地塊中可見零星出露的念青唐古拉群 , 常呈構(gòu)造殘體出露于白堊紀(jì)或新生代深成侵入體中 。簡言之 , 班公湖 怒江縫合帶南側(cè)為 5. 5年左右的泛非基底 , 微陸塊 , 為 10(2 區(qū) , (除印度鹽嶺地區(qū) , ,隨后長達 5億年的淺海陸緣沉積 (厚 10000m 以上 與古生代 中生代特提斯洋的擴張有聯(lián)系 。 從喜馬 拉雅到岡底斯北緣 , 出露有奧陶紀(jì) 始新世較完整 的沉積序列 , 主要表現(xiàn)為淺水陸緣海的周期性海侵海退過程 , 并

14、且從北喜馬拉雅沉積帶 (如聶拉木剖面 和岡底斯帶 (如申扎剖面 的沉積序列中 , 均已識別出至少有 8次構(gòu)造 海平面升降變化的海進 /海退 超層序 :在喜馬拉雅沉積帶 , 中泥盆世 、 早石炭世 、 早二疊世 、 晚二疊世 、 晚三疊世 (諾利克期 ,T 23 、中侏羅 世 、 晚侏羅世 、 早白堊世和古新世的基底砂巖單元 ,標(biāo)志了每一超層序的初始海進部分 , 接著細碎屑泥頁巖及泥灰質(zhì)單元沉積 , 其上又被海退碳酸鹽沉積覆蓋 ; 岡底斯帶早石炭世 、 中晚石炭世 、 晚二疊世 、 晚 三疊世 、 中侏羅世 、 晚侏羅世 、 中白堊世和古新世的 底界均表現(xiàn)為層序不整合界面 。 從喜馬拉雅到岡底

15、斯 , 上古生界的層序不整合界面有滯后發(fā)育的趨勢 , 不僅反映出特提斯域中岡瓦納大陸北緣的海平面變 化 , 而且記錄了晚古生代以來的各種伸展不整合事 件 、 特提斯消亡的碰撞匯聚事件以及氣候變化等各 種作用過程 。班公湖 怒江帶以北的顯生宙時期則表現(xiàn)為完全不同的 、 普遍不完整的沉積記錄 , 僅在一些揚子板 塊分離出來的殘余陸塊上 , 有的只有晚古生代以來的沉積記錄 , 有的只有晚三疊世沉積蓋層 , 有的只有 侏羅紀(jì)沉積蓋層 。沉積蓋層特征顯示 , 南側(cè)喜馬拉雅 岡底斯顯 生代基本上均存在連續(xù)的海相沉積記錄 , 而北側(cè)多 數(shù)表現(xiàn)為晚古生代至中生代不完整的沉積蓋層 。 (3 多島弧盆系的時空結(jié)構(gòu)

16、差異 。班公湖 怒 江縫合帶以北 , 是早古生代秦祁昆弧 盆系和晚古生 代藏北 (羌塘 三江弧 盆系 (圖 1 。早古生代 , 受 原特提斯洋和古亞洲洋的雙重制約 , 形成了昆侖山 以北的奧陶紀(jì)昆侖多島弧 盆系 , 塔里木 、 、 、 柴北緣帶 、 南 、 , 、 、 消 、 弧 陸碰撞的歷史 。 泥盆紀(jì)時 , 該區(qū) , 成為華北陸塊西南緣的一部 分 , 前鋒弧的南面則為特提斯洋 。 羌塘 三江在晚古生代至中生代是弧后擴張 、 多島弧盆系統(tǒng)發(fā)育 、 弧 弧碰撞 、 弧 陸碰撞的演化史 (圖 1 。 自昆侖前鋒弧和康滇陸緣弧裂離的殘余弧 南移到唐古拉山 他念他翁一帶 , 構(gòu)成晚古生代特 提斯洋北

17、側(cè)的唐古拉 -他念他翁前鋒弧 , 包括岡瑪 錯 雙湖帶 、 北羌塘 、 北瀾滄江帶 、 昌都 、 蘭坪 、 金沙 江 、 中咱 、 義敦 、 甘孜 理塘帶等地 , 構(gòu)成了班公湖 怒江縫合帶以北的晚古生代 中生代弧 盆系或多 島弧造山構(gòu)造域 。 班公湖 怒江縫合帶以南 , 已有證據(jù)表明存在 從石炭紀(jì)開始轉(zhuǎn)化為活動型大陸邊緣的信息 30,31, 中生代是西藏群島的弧 盆演化史 (圖 1 。特提斯 洋南側(cè)的伯舒拉嶺 高黎貢山巖漿弧是岡瓦納晚古 生代 中生代前鋒弧 。 前鋒弧南側(cè)是晚古生代 中 生代西藏群島 (岡底斯 喜馬拉雅 弧 盆系 , 晚侏羅 世 早白堊世雅魯藏布江蛇綠巖以及獅泉河 、 申扎 納

18、木錯等蛇綠巖帶的發(fā)現(xiàn) , 是目前青藏高原以至 中國大陸內(nèi)保存最好 、 最完整的蛇綠巖 “三位一體” 組合 , 代表了特提斯洋向南俯沖誘導(dǎo)出的一系列弧 后擴張盆地 。因此 , 在時空結(jié)構(gòu)上 , 班公湖 怒江縫合帶以北 的秦祁昆地區(qū)是早古代的小洋盆 、 弧后洋盆 , 時代主 要是 3 O , 羌塘 三江地區(qū)是晚古生代的小洋盆 、 弧后洋盆 , 時代主要是 C 3 P ; 而班公湖 怒江縫合 帶以南主要是 J K 的弧后洋盆 。374 (4 主碰撞造山事件的時空特征差異 。北部羌 塘 三江地區(qū)主體表現(xiàn)為上三疊統(tǒng)與下伏地層的不 整合 , 如羌塘地區(qū)的上三疊統(tǒng) (如肖茶卡群 與下伏 石炭 二疊系的造山不

19、整合 , 昌都陸塊東側(cè)江達火 山弧與晚三疊世東獨組與下伏地層的造山不整合以 及伴隨金沙江弧后洋盆向西俯沖的火山巖漿熱事件 等 , 秦祁昆地區(qū)主體表現(xiàn)為泥盆系與下伏地層的造 山角度不整合 ; 而南部岡底斯地區(qū)主體表現(xiàn)為晚白 堊世竟柱山組或設(shè)興組與下伏地層的造山角度不整 合以及隨后的白堊紀(jì)末 65Ma 左右的印度與歐亞大 陸之間的碰撞造山事件等 。(5 石炭 二疊紀(jì)的冰川事件差異 。冰川事件 可分為大陸冰川 、 陸緣冰川和漂浮冰山 。岡瓦納大 陸及其北側(cè)特提斯洋 , 類似南極大陸及其北側(cè)的南 太平洋 。 西藏空白區(qū)填圖中已有大量成果 , 對石炭 二疊紀(jì)的含礫砂板巖綜合分析后發(fā)現(xiàn) ,為大陸冰川沉積

20、, 印度河 緣海泥石流沉積為主 ,:喜馬拉雅帶在聶 拉木 , 岡底 斯帶在措勤 措麥地區(qū)表現(xiàn)為淺海 斜坡含礫砂泥 巖和重力滑塌砂礫巖沉積 。 班怒帶北側(cè)羌塘地區(qū)為 含礫泥板巖夾硅質(zhì)巖 , 其中的礫石是來自岡瓦納漂 冰的垂落物 , 而濁積巖型的泥板巖是特提斯洋盆的 沉積物 。 所以 , 以含礫板巖的出現(xiàn)部位作為劃分大 陸邊界的標(biāo)志值得重新考慮 。(6 冷水和暖水動物群的時空分布差異 。在班 公湖 怒江縫合帶以南 , 特提斯喜馬拉雅帶早二疊 世時以冷水型動物群 Eurydesma 為主 , 含個別溫水 Stepanoviella 腕 足 動 物 群 和 Sphenophyllum minor 、

21、Pecopteris cf. unita 等華夏植物群分子 1; 岡底斯帶 措勤地區(qū)在晚二疊世堅扎弄組既發(fā)現(xiàn) G lossopteris 與 Phyllothecaexqr australis 等岡瓦納植物群代表性分子 , 又發(fā)現(xiàn) Dicranophylum 等華夏大羽羊齒植物群的代 表性分子 , 顯示兩者共存混生的特點 。拉薩林周地 區(qū)以含 Chaiella latisinuata 的 Bandoproductus 腕足動 物群 、 Deltopecten 等雙殼動物和 Peruvispira 腹足類等 化石組合為主 。在班公湖 怒江縫合帶以北以東地區(qū) , 在日土 多瑪?shù)貐^(qū)早二疊世早期以冷水

22、型動物群 Eurydesma 為主 , 含 Neospiri Subansiria 腕足以及 Oriocrassatella Schizodus 雙殼等冷暖混生型動物組合以及 Miselli 2 na 、 Cancellina 、 Paraf usulina P seudo f usulina 等 類 和 Szechunophyllum 、 Wentzelella 等珊瑚類暖水型生物分 子為特征 1; 早二疊世晚期 Fistulipora labratula 、 Stre 2 blotrypa 等冷溫水型苔蘚蟲 , 在晚二疊世熱覺茶卡組 產(chǎn)典型的華南型植物化石 9, 金沙江帶以北強巴欠 日山東

23、側(cè)的 Solemya (Janeia Tibetica 、 Edmondia sp. 、 Sedgwickia sp. 等冷溫水型雙殼動物以及木孜塔格一 帶發(fā)現(xiàn)冷水型單通道蜓 。總之 , 冷水和暖水動物群以班公湖 怒江縫合 帶呈對稱分布 , 即南側(cè)岡底斯帶為冷暖混生區(qū) , 特提 , 含個別暖水型 分子 ; , 昌都及 , 。, 在此前提下 , 無 論是從生物還是沉積角度 , 將生物分區(qū)界線和巖相 界線放在班公湖 怒江縫合帶較為合理 , 這一界線 也是岡瓦納大陸的北界 。(7 新生代火山 巖漿活動差異 。班公湖 怒江 縫合帶以南的岡底斯帶 (圖 1 , 主要以侵入巖漿活 動為特色 , 雖然目前有

24、第四紀(jì)火山活動跡象 , 但火山 活動主要集中在古近紀(jì) (活動峰期為 5550Ma , 明 顯早于班公湖 怒江縫合帶以北 , 并且分布面積大 , 以中鉀 高鉀鈣堿性火山活動為特征 , 而中新世岡底 斯帶的火山巖漿活動分布不連續(xù) , 規(guī)模不大 。班公湖 怒江縫合帶以北的新生代火山巖漿活 動十分引人注目 (圖 1 , 是全球大陸內(nèi)部火山活動 的典型區(qū)域之一 , 火山活動時代主要集中在 40 35Ma ,2010Ma ,60Ma , 主體表現(xiàn)為大面積的 、 以 高鉀鈣堿性系列和橄欖粗玄巖系列等鉀質(zhì) 、 高鉀質(zhì) 火山巖漿活動為主 。因而 , 班公湖 怒江縫合帶南北兩側(cè)不同時代 、 不同規(guī)模和不同性質(zhì)的巖

25、漿活動 , 反映出兩側(cè)巖石 圈內(nèi)部或巖石圈下面具有不同的熱狀態(tài)和結(jié)構(gòu)特 征 。根據(jù)上述班公湖 怒江縫合帶南北兩側(cè)地質(zhì)結(jié) 構(gòu)及演化歷史上的差異 , 我們有理由推論 , 班公湖 怒江縫合帶是岡瓦納大陸的北界 。值得指出的是 , 班公湖 怒江縫合帶本身獨特的時空結(jié)構(gòu) 、 地質(zhì)特 征以及該帶南北兩側(cè)構(gòu)造變形 、 構(gòu)造組合特征的差 異也十分顯著 , 限于篇幅 , 將另文詳細闡述 。( ( 3753 班公湖 怒江縫合帶作為岡瓦納大 陸北界的地球物理證據(jù) 前新生代地質(zhì)構(gòu)造的時空結(jié)構(gòu) 、 物質(zhì)組成 , 是認 識青藏高原新生代構(gòu)造的基礎(chǔ) 。 古構(gòu)造格局強烈制 約著青藏高原的形成過程 , 是理解現(xiàn)今青藏高原地 殼

26、 、 巖石圈結(jié)構(gòu) 、 物質(zhì)組成的前提 。 現(xiàn)今大量地球物 理資料的獲取 , 為青藏高原新構(gòu)造 、 大地構(gòu)造的時空 結(jié)構(gòu) 、 物質(zhì)組成和演化過程提供了重要依據(jù) 。 (1 地殼結(jié)構(gòu)差異 。 對青藏高原近 20多年的地 球物理工作 3236, 孫鴻烈等 (1998 在進行高度綜合 和提升后指出 37:在藏南喜馬拉雅 、 格爾木 楚瑪 爾 、 青藏高原北部分別識別出八層 、 五層和七層速度 結(jié)構(gòu) , 并特別指出高原南部從亞東到安多段 (班公湖 怒江縫合帶以南 ,層 , 兩者位置大體一致 ,拉雅地區(qū)厚約 49km , 6 s -1, 深度為 15( 怒江縫 合帶以北 , , 僅 45km , 層速 度為

27、 5. 55. 8-1, 埋深 2030km 。班公湖 怒江縫合帶以南下部低速高導(dǎo)層厚約 14km 至極 薄 , 層速度為 6. 06. 2km s -1, 埋深在 50km 以下 或接近莫霍界面 。 而班公湖 怒江縫合帶以北的沱 沱河到格爾木一帶地殼內(nèi)只有上部低速高導(dǎo)層 , 沒 有下部低速高導(dǎo)層 。(2 巖石圈厚度差異 。無論從反射地震還是大 地電磁測深探測結(jié)果都表明 38,39, 青藏高原巖石圈 地幔的平均厚度在 9040km 。 關(guān)鍵在于 , 班公湖 怒江縫合帶南北巖石圈厚度是有顯著差別的 :在班 公湖 怒江縫合帶以南 , 巖石圈厚度在 90120km , 班公湖 怒江縫合帶以北的巖石圈

28、厚度各家推算結(jié) 果不太一致 , 大體在 160210km 。 西部剖面改則以 北巖石圈厚度可達 230km 33,37, 總體呈向北加厚傾 斜的趨勢 。 同時 , 由于存在明顯的軟流圈物質(zhì)上涌 現(xiàn)象 , 這里的巖石圈地幔較薄 , 有的地域如雅魯藏布 帶下方軟流圈物質(zhì)幾乎直接與下地殼相接 。據(jù) G. K osarev 等 (1999 、 (2002 所作的 高精度地震層析成像研究 40 2 , 印度巖石圈 (Pn =s , 向北加深, (v Pn <8. 0km/ , (尚需進一步證 , , 同時很有可能導(dǎo) 致軟流圈上涌和部分巖石圈地幔物質(zhì)側(cè)向擠出 , 并 誘發(fā)了岡底斯和羌塘地區(qū)堿性鉀質(zhì)和

29、高鉀質(zhì)火山巖 沿構(gòu)造薄弱帶脈動性上涌噴流 。 這一過程還可能制 約了中新世高原周邊垂向擠出構(gòu)造 、 一系列近南北 向 北東向地塹帶以及岡底斯斑巖成礦帶的形成 。 因此 , 將班公湖 怒江縫合帶厘定為青藏高原隆升 過程中最重要的 、 巖石圈尺度上的地幔上涌 、 殼幔物 質(zhì)交換 、 地殼楔狀體疊置的大地構(gòu)造轉(zhuǎn)換邊界 , 值得 地學(xué)界進一步多學(xué)科綜合研究 。在統(tǒng)一的青藏高原上 , 深部結(jié)構(gòu)差異如此之大 , 圖 2 青藏高原中南部高分辨率地震層析成像構(gòu)造解釋圖(據(jù)文獻 40,41修改 Fig. 2 T ectonic interpretation of high 2resolution seismic

30、 tom ographic images in the central 2southern Qinghai 2T ibet PlateauPM L 部分熔融層 ; Y ZS 雅魯藏布江縫合帶 ;BNS 班公湖 怒江縫合帶 ;JSS 金沙江縫合帶 ; K CF 昆中斷裂376 南部雅魯藏布江一帶巖石圈厚僅約 100km , 而北部 可達 160230km , 如此巨大差異是如何產(chǎn)生的 , 筆 者認為這可能與印度巖石圈板塊 (包括岡底斯島弧 與亞洲大陸巖石圈沿班公湖 怒江縫合帶的強烈匯 聚碰撞 , 以及后繼 (6050Ma 沿雅魯藏布弧后洋盆 向北俯沖消亡 、 陸 陸碰撞密切相關(guān) 。 增厚的巖石圈

31、 地幔有一部分可能就是特提斯大洋巖石圈沿班公湖 怒江帶向南俯沖增生的殘體 。(3 巖石圈電性結(jié)構(gòu)差異 。 80年代以來的大地 電磁測深研究 36,38,42,43表明 , 在班公湖 怒江縫合 帶以南 , 普遍存在殼內(nèi)雙高導(dǎo)層 , 地下巖層可分為 6個主要電性層 :第 1層是厚度為 1025km 的高阻 層 ; 第 2層是上地殼高導(dǎo)層 , 厚度為 512km , 這一 高導(dǎo)層埋深較淺 ; 第 3層是高阻層 , 深度為 2550 km ; 第 4層是殼內(nèi)第二高導(dǎo)層 , 埋深為 3565km , 由于此高導(dǎo)層埋深深 , 藏南又是高熱流區(qū) ,致 , , 在洞錯地區(qū) 、 高導(dǎo) 、 高密度體 , 超基性部

32、分熔融物 質(zhì) ; 第 5層為殼幔高阻層 , 包括下地殼和上地幔蓋 層 , 深度為 60100km ; 第 6層為軟流層 , 頂面埋深 為 100km 。 藏中及藏南地區(qū)巖石圈厚度為 100km , 除去 7075km 厚的地殼 , 上地幔蓋層只有 2530 km , 所以藏中和藏南地區(qū)具有厚殼薄幔及熱殼熱幔 特征 。班公湖 怒江縫合帶以北 , 未發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)雙高導(dǎo) 層 , 這一地區(qū)巖石圈可分為 4個主要電性層 :第 1層 為上地殼高阻層 (含地表蓋層 , 厚度為 1025km ; 第 2層是殼內(nèi)高導(dǎo)層 , 埋深為 1535km ; 第 3層是 殼幔高阻層 , 此層厚度在不同地區(qū)變化很大 , 特別是

33、 從岡底斯山脈北部至羌塘南部 , 厚度急劇增加 , 班公 錯 怒江縫合帶是巖石圈厚度陡變帶 , 其南側(cè)岡底 斯帶 , 中西部地區(qū)巖石圈厚度為 100km , 東部為 110 150km , 其北側(cè)羌塘地區(qū) , 巖石圈厚度劇增為 230 km (中西部 和 210km (東部 , 這說明藏北地區(qū)是厚 殼厚幔結(jié)構(gòu) , 具有冷殼冷幔特征 ; 第 4層是軟流層 , 埋深遠大于藏南地區(qū) (孫鴻烈等 ,1998 。從班公錯 怒江縫合帶是巖石圈厚度陡變帶的特點說明 , 班 公錯 怒江縫合帶是一條貫穿巖石圈的深層斷裂 , 是印度大陸巖石圈板塊的北界 。I NDEPTH 3階段 MT 提供的電性剖面上顯示 了青

34、藏高原上地殼為一高阻層 , 下地殼為低阻的電 性層 , 高 、 低電性層界線分明 41。在深部低阻電性 層內(nèi)出現(xiàn)一相對導(dǎo)電層 , 從德慶南向北緩傾斜延伸 。 這一相對導(dǎo)電層以班公錯 怒江縫合帶為界分成南 北兩段 :以南在德慶下部為 15km 深 , 向北延伸到班 戈花崗巖體下面為 30km 深 , 傾角較陡 , 并與其下面 更深處一近直立的高導(dǎo)層相連 ; 以北在班公湖 怒 江縫合帶下部深 30km , 雙湖下深 40km 。整個青藏高原地殼內(nèi)部 , 高導(dǎo)層分布具有南淺 北深 、 低角度疊瓦狀俯沖的特征 。不同的是藏南地 區(qū)殼內(nèi)有兩個高導(dǎo)層 ,層 。 , 還需要進 。, 、 間歇泉 、 噴氣 。

35、特別是班公湖 怒江帶以南 , 高地?zé)犸@示十分普遍而且強烈 。班公湖 怒 江帶以北地區(qū)地表水熱顯示較少 , 溫度亦較低 。 班公錯 怒江縫合帶南北兩側(cè)不僅地表熱流顯 示差異明顯 , 深部熱現(xiàn)象也非常明顯 , 從目前高原僅 有的幾個熱流值測量數(shù)據(jù)看 , 班公錯 怒江縫合帶 以南的熱異常亦極為顯著 (圖 3 :在羊卓雍錯平均 為 146mW m -2, 普莫雍錯為 91mW m -2, 羊八井為 108mW m -2, 羊應(yīng)鄉(xiāng)為 364mW m -2, 倫坡拉盆地為 140mW m -2; 而班公湖 怒江縫合帶以北的沱沱河 僅為 47mW m -2, 東昆侖北麓為 42mW m -2, 錫鐵 山為

36、4047mW m -2。雖然這些直接測量的實際 數(shù)據(jù)不多 , 但這些數(shù)據(jù)仍明顯地反映出班公湖 -怒 江縫合帶兩側(cè)熱流值具有南高北低的差異 , 反映了 地球物理場的差別 , 指示了兩側(cè)巖石圈熱狀態(tài)存在 差異 , 即北部羌塘 巴顏喀喇 、 昆侖 柴達木為 “厚 殼 厚?！?和 “ 冷幔” 型的巖石圈結(jié)構(gòu) , 南部岡底 斯 北喜馬拉雅為熱幔巖石圈結(jié)構(gòu)特征 。(5 地磁場分布特征差異 。 通過 M AG ST 衛(wèi)星亞 洲總強度磁異常圖 (圖 4 , 反映出中國西部最醒目 的負異常大致是在班公湖 怒江縫合帶以南的喜馬 拉雅負異常區(qū) , 異常中心位于 86°E 、 28°N 處 , 該

37、負異 常 位 于 珠 峰 北 部 的 老 定 日 一 帶 , 中 心 強 度 為 -9. 9nT 。 班公湖 怒江縫合帶以北是亞洲地區(qū)的 最大的正磁異常區(qū) 塔里木正磁異常區(qū) , 中心位 于 84°E 、 38°N 處 , 中心強度為 10. 2nT 。造成深部負磁異常的因素是青藏高原南部地區(qū) ( ( 377 圖 3 (Fig. 3N heat in T ibet Plateau圖 4 青藏高原及鄰區(qū) MAG SAT 衛(wèi)星總強度磁異常圖 45Fig. 4 T otal intensity magnetic anomalies from M AG SAT datain Qing

38、hai 2T ibet Plateau and adjacent area圖中磁異常強度單位為 nT的深部物質(zhì)要比高原周邊鄰區(qū)的物質(zhì)熱且強度低 ,并具有厚殼薄幔特征及獨特的構(gòu)造生熱過程 (如上地殼伸展自熱 、 巖石圈拆沉部分 、 地殼重熔 、 下地殼加厚巖漿熱液等一系列過程 , 這些熱效應(yīng)對巖石磁性來說是個退磁過程 , 導(dǎo)致巖石磁性減弱引起負磁異常 。據(jù)青藏高原中西部航磁調(diào)查報告 46, 認為班公湖 怒江縫合帶只是不同區(qū)域磁異常場的分界線 ,沒有出現(xiàn)雅魯藏布江帶那樣的線性正磁異常帶 , 而在某些地段顯示平靜的負磁異常 。 但從區(qū)域航磁異常圖 , 表明班公湖 怒江縫合帶兩側(cè)的磁場特征具有明顯差別

39、 :班公湖 怒江縫合帶以南的岡底斯 念青唐古拉帶分布著強度較大正負劇烈變化的北西 西近東西向磁異常 , 形成一系列正負相間的串珠狀 磁異常條帶 , 一般強度為 -100200nT , 最大強度 達 1200nT 以上 , 梯度變化達 3050nT/km ; 班公湖 怒江縫合帶以北的羌塘地區(qū)區(qū)域性磁異常值明顯 降低 , 且顯寬緩平均的背景 , 出現(xiàn)北東向局部磁異 常 , 團塊群異常強度為 100200nT , 向東在雙湖 唐古拉為平靜負異常 , 磁異常強度為 -2050nT , 再東在雁石坪地區(qū)又出現(xiàn)強度為 100200nT 的一些北西和東西向的局部正異常 。(6 古近紀(jì)以來最大縮短量在班公湖

40、怒江帶 的古地磁證據(jù) 。 古地磁資料主要提供了自古近紀(jì)以 來青藏高原地殼縮短加厚的數(shù)據(jù) 47,48, 青藏高原主 要地塊古近紀(jì) 新近紀(jì)向北的位移量 , 從南向北越來越小 :南部喜馬拉雅地塊位移量最大達 2664km ,向北岡底斯為 980km , 羌塘為 550km , 柴達木僅 110km 。 從地表縮短量來看 , 岡底斯對羌塘地塊之間在班公湖 怒江縫合帶的最大縮短量為 990km ; 次為喜馬拉雅帶對岡底斯帶 , 為 554km ; 而羌塘地塊對柴達木地塊之間出現(xiàn)了負值 (-40km 。以上數(shù)值 ,與深部地球物理資料大體一致 , 即班公湖 怒江縫合帶以北存在反映壓縮量大的較厚巖石圈 , 而

41、柴達木地塊古近紀(jì)以來相對羌塘地塊南移以及班公湖相對向南入 , 從而出現(xiàn)負的縮短量值 。 當(dāng)然 , 這也可能表明柴達木地塊自新生代以來 , 分別受昆侖 、 祁連山再生山鏈的對沖被壓縮的行為特征 。378 4 結(jié)語本文在回顧了早期有關(guān)岡瓦納大陸北界不同觀 點的基礎(chǔ)上 , 從近年來在青藏高原地質(zhì)調(diào)查研究中 所取得的大量新的地質(zhì)和地球物理資料出發(fā) , 重點 介紹了班公湖 怒江縫合帶南北兩側(cè)地質(zhì)與地球物 理特征差異 , 認為班公湖 怒江縫合帶是岡瓦納大 陸的北界 。 不可否認 , 對岡瓦納大陸北界的位置仍 會存在激烈爭論 , 但筆者相信 , 隨著青藏高原空白區(qū) 基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查持續(xù)開展以及地質(zhì)研究工作的深入

42、 , 在不斷積累新的地質(zhì)和地球物理資料基礎(chǔ)上 , 在認 識岡瓦納大陸北界和評價班公湖 怒江縫合帶在青 藏高原地質(zhì)研究中的作用和地位這一重大科學(xué)問題 上 , 必將涌現(xiàn)出許多更新的篇章 。中國地質(zhì)大學(xué) (北京 許多寶貴的修改意見 , 謹致謝意 !R eferences:1 QIAN Dingyu. The biota climate of Carboniferous and Permian in X izang (T ibet and its significance for discussion on the northern boundary of G ondwana J.Tibet G eo

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