地学前缘EARTHSCIENCEFRONTIERS1999年第6卷第3期No.3Vol.61999

青藏高原多向碰撞揳入隆升地球动力学模式

蔡学林　曹家敏　刘援朝　魏显贵

摘　要　论证了青藏高原形成与隆升过程中的变形构造格局、岩石圈结构、青藏高原隆升与周边前陆沉积盆地耦合关系、高原隆升的地球动力学模式等。提出青藏高原碰撞隆升过程中，高原边缘以走滑挤压构造为主，高原内部以伸展构造为主；高原隆升过程中，岩石圈变形总体是：上部以伸展变形为主，中部以挤压变形为主，下部以伸展变形为主。通过青藏高原及周边岩石圈结构及隆升过程变形作用时空耦合关系的对比研究，建立起青藏高原隆升机制的多向碰撞扌　契入隆升地球动力学模式。
关键词　变形构造格局　岩石圈揳状构造　多向碰撞扌　契入隆升机制　变形动力学　青藏高原
CLC　P54

GEODYNAMIC MODELS OF MULTIDIRECTIONAL COLLISION-WEDGING UPLIFT OF THE QINGHAI—TIBET PLATEAU

Cai Xuelin 　Cao Jiamin 　Liu Yuanchao 　Wei Xiangui
(Chengdu Institute of Technology,Chengdu,610059)

Abstract　The emphasis of this paper is placed on the tectonic framewo rk, lithospheric texture,spatial and temporal coupling relationship between the Q inghai—Tibet plateau uplift and the foreland sedimentary basins of the peripher al margin,and geodynamic models of plateau uplifting in the formation and uplif t process of the Qinghai—Tibet plateau.Multidirectional collision-wedging u plift geodynamic mo dels in the Qinghai—Tibet plateau uplifting for the spatial and temporal coupli ng relationship of lithospheric structure and deformation in the uplift process of Qinghai—Tibet plateau and its peripheral margin have been established.
Key words　tectonic framework,lithospheric wedge structure,multidir ectional collision-wedging uplifting,deformation dynamics,the Qinghai—Tibet plateau

1　高原变形构造格局

　　80年代以来，青藏高原形成与演化引起了中外地质学家的广泛关注和研究，并提出众多形成与演化模式［1～10］。本文将从变形构造格局出发，探讨青藏高原隆升机制。
　　青藏高原内部早期变形构造十分复杂，这里重点论述高原碰撞隆升过程中形成的变形构造格局。通过部分实地观察与研究，由高原边缘到中央，大体可分为三个巨型变形构造带：①　青藏高原边缘巨型剪切挤压走滑逆冲推覆构造带；②　高原内部挤压伸展花岗岩构造带；③　高原内部伸展火山沉积盆地构造带。这三个变形构造带均叠加在青藏高原早期形成的变形构造上(图1)。

图1　青藏高原及邻区变形构造略图
Fig.1　Deformation structure sketch map of Qinghai-Tibet plateau and its adjacent areas

1.1　高原边缘巨型剪切挤压走滑逆冲推覆构造带
　　青藏高原周缘均分布有巨型逆冲推覆构造或巨型走滑逆冲推覆构造(图1)。推覆体内主要逆冲断层面及其伴生的褶皱轴面多数向造山带内部倾斜［11～13］，在剖面上多构成正扇形排列，主要逆冲断层带向深处多消失在壳内软层中。各推覆体构成鳞片状叠覆三维几何结构样式［11］，它们依次呈后展式扩展，沿壳内软层由造山带向沉积盆地逆冲推覆与滑脱。东缘龙门山—锦屏山造山带发育龙门山巨型逆冲推覆构造(图2)和锦屏山巨型叠加逆冲推冲推覆构造，北缘的阿尔金造山带和祁连造山带分别发育阿尔金巨型走滑逆冲推覆构造及北祁连巨型走滑逆冲推覆构造［12，14］，西北缘西昆仑造山带发育西昆仑巨型走滑逆冲推覆构造，南缘喜马拉雅造山带发育喜马拉雅巨型逆冲推覆构造［15］。这些巨型逆冲推覆体的主滑脱拆离面均向高原内部倾斜，地表倾角较陡，向深部变缓，并消失在壳内软层中。这些巨型逆冲推覆体均由高原向周边前陆沉积盆地逆冲推覆与滑脱(图1)。

图2　龙门山造山带岩石圈结构略图
Fig.2　Simplified map of lithosphere sturcture of the Longmenshan orogenic belt

1.2　高原内部挤压伸展花岗岩构造带
　　该带位于剪切挤压巨型走滑逆冲推覆构造带内侧(图1)，其构造变形基本特征是早期挤压变形，发育一系列紧闭褶皱构造及其伴生的逆冲断层，晚期为伸展变形，发育与造山带和高原隆升过程有关的花岗岩体，变质核杂岩体和伸展型韧性剪切带。在龙门山造山带西侧，汶川断裂带在逆冲变形的基础上叠加了正向滑移应变特征，形成了伸展韧性剪切带［11，13］，该剪切带以西发育有与龙门山巨型逆冲推覆构造同期的穹状花岗岩带［11，16］。在藏南，沿东西向发育中新世浅色白云母花岗岩和二云母花岗岩带，以及以康马片麻岩穹窿为代表的变质核杂岩体和以藏南拆离系(STDS)为代表的伸展型韧性剪切带，［17］由此反映该带具有南北向伸展变形特征。该带花岗岩的同位素年龄值在21～14　Ma左右，这些花岗岩体可能是碰撞与剪切作用后期伴随地壳局部重熔形成的［13，16，18，19］。总之，与隆升和造山过程同期的花岗岩岩浆可能是由造山带巨型走滑逆冲推覆构造作用环境中形成的，当壳源花岗岩岩浆运移到造山带内部时，在伸展环境中就位，从而形成不同产状的花岗岩体［16，20］。
1.3　高原内部伸展火山沉积盆地构造带
　　青藏高原内部常发育伸展沉积盆地，它们叠加在早期形成的挤压变形构造带之上。通过研究，沉积盆地大体可以划分为三类伸展沉积盆地：①　走滑拉分沉积盆地，如索尔库里沉积盆地［21］；②　平行挤压方向的拉张沉积盆地，藏南发育的近东西向展布的若干小型沉积盆地，如吉隆沉积盆地，其形成时代为14　Ma左右［17，22］；③　垂直挤压方向的伸展沉积盆地，如伸展高原中央北侧发育的库木库里沉积盆地。该沉积盆地内充填了巨厚的内陆湖相沉积岩系，晚第三纪至第四纪地层分布从盆地中央到盆地边缘逐渐变新，并呈对称分布，盆地边界断层整体为正断层性质，因此，该盆地是从中新世开始发育的背向伸展型沉积盆地(图3)。高原中央发育的伸展沉积盆地，如可可西里盆地和羌塘沉积盆地，除充填巨厚的陆相沉积岩系外，内部还发育张性壳源的中新世高K，Ca碱性岩和钾玄岩等火山岩系［23～25］。

图3　库木库里伸展沉积盆地形成示意图
Fig.3　Sketch of formation of sedimentary basin of the Kumukuli

2　青藏高原岩石圈结构

2.1　壳内软层性质
　　壳内软层又称壳内低速层或壳内低阻高导层。跨越青藏高原阿尔泰—台湾地学断面及额尔济纳旗—亚东地学断面地震测深显示，高原内部普遍存在壳内低速层［6，14］。阿尔金造山带壳内低速层埋深达15～25　km，厚度为8～9　km，层速度为5.8　km/s(图4)。龙门山造山带壳内低速层埋深20～25　km，厚度约5　km，层速度为6.0～6.1　km/s(图2)。壳内低速层多分布在中上地壳之间，其层速度最低，向沉积盆地延伸时消失或不发育。高原边缘表层的走滑逆冲韧性剪切带向深部延伸时，多消失在壳内软层中，因此，壳内软层属构造拆离滑脱带或局部融熔带。由此表明，壳内软层(或壳内低速层)是青藏高原变形及隆升过程最重要的动力学边界条件之一。
2.2　岩石圈“壳厚幔薄”与“壳薄幔厚”结构
　　运用地震层析成像、大地电磁测深等地球物理探测技术成果显示，青藏高原岩石圈存在“壳厚幔薄”结构。而周边大型前陆沉积盆地岩石圈存在“壳薄幔厚”结构，这里所指的“幔”是指上地幔软流层以上的上地幔顶部，即岩石圈地幔部分。青藏高原是全球地壳厚度最大的高原，高原内部莫霍面埋深一般在65～75　km之间，但岩石圈厚度仅80～120　km［26，27］。高原边缘造山带，如阿尔金造山带、祁连山造山带、喜马拉雅造山带、龙门山造山带等地壳厚度大，普遍存在山根，但岩石圈厚度很小。阿尔金造山带莫霍面最大埋深68　km，向北西到塔里木盆地东缘莫霍面埋深仅有47.5　km，向东南到花海盆地莫霍面埋深达61　km(图4)，岩石圈厚度为120～150　km。祁连山造山带莫霍面最大埋深达74　km，北侧河西走廊盆地莫霍面埋深仅43　km，南侧柴达木盆地莫霍面埋深达52～55　km，而岩石圈厚度仅有120～150　km［14，27］。喜马拉雅造山带莫霍面最大埋深达75　km以上，岩石圈厚度约100～120　km［27］。龙门山造山带莫霍面埋深达54～60　km，而岩石圈厚度仅80～100　km。由此表明，青藏高原莫霍面埋深与高原地形构成镜像对称，而上地幔软流圈顶界面与莫霍面大体构成镜像对称。
　　与青藏高原岩石圈结构相反，周边大型前陆沉积盆地岩石圈具有“壳薄幔厚”结构，其莫霍面埋深突然变浅，一般仅在40～50　km以内，而岩石圈厚度多在200　km以上。从地震层析成像技术成果表明，四川盆地地壳厚度仅有41.5～44　km，而岩石圈厚度超过200　km，塔里木沉积盆地地壳厚度仅有42～50　km，而在岩石圈深达300　km处仍未见软流层［27］，因此，塔里木沉积盆地深部存在密度大、速度高、电阻率大、地温低、深逾300　km以上的大陆根［12，28］。印度次大陆亦存在厚达300　km的大陆根［29］。总之，青藏高原周边大型沉积盆地均存在大陆根。
2.3　高原周边岩石圈楔状构造
　　岩石圈楔状构造又称鳄鱼构造。人工地震测深表明，青藏高原周缘造山带与前陆沉积盆地结合带岩石圈断面普遍存在楔状构造(鳄鱼构造)。阿尔金造山带与塔里木沉积盆地结合部壳幔过渡带，存在两条隐伏的向北西呈中等倾斜的向南东逆冲运移的阿克塞壳幔韧性逆冲剪切带和敦煌壳幔韧性逆冲剪切带。两条壳幔韧性剪切带向南东、向上延伸消失在壳内软层中；剪切带向北西、向下延伸切割莫霍面，进入上地幔，使两侧莫霍面埋深相差极大。这两条隐伏的壳幔韧性剪切带与地壳浅部的三危山逆冲断裂带及阿尔金走滑逆冲断裂带一起围限的塔里木基底地块物质构成一楔形体，楔形体的尖端指向阿尔金造山带深处，它在岩石圈断面上构成典型的楔状构造(图4)。青藏高原东缘龙门山造山带与川西前陆沉积盆地结合带岩石圈内部发育的楔形体尖端指向龙门山造山带深部，在剖面上构成岩石圈楔状构造(图2)。青藏高原北缘祁连山造山带与两侧的前陆沉积盆地结合部岩石圈断面均存在楔状构造［14］，近期研究发现，青藏高原南缘喜马拉雅造山带与西瓦里克前陆沉积盆地结合部亦发育楔状构造［8，30］。楔状构造的发现与深入研究，为造山带的形成过程、造山带与沉积盆地的耦合作用提供了重要依据，而俯冲作用仅是陆内造山带岩石圈浅部的构造现象。

图4　阿尔金造山带岩石圈结构略图
Fig.4　Sketch of lithosphere structure of the Altun orogenic belt

2.4　岩石圈构造变形概貌
　　综上所述，就青藏高原岩石圈整体构造变形而言，高原碰撞隆升造山过程中，岩石圈上部前期以挤压变形为主，晚期以伸展变形为主，因此，岩石圈上部的断裂构造整体多呈正扇形组合，并向高原周边逆冲滑脱［13］，从而在高原周边发育以走滑逆冲推覆构造为主的变形构造，在高原中央发育以伸展沉积盆地为主的变形构造。高原岩石圈中部以挤压变形为主，从而高原周边岩石圈中部均发育岩石圈楔状构造以及高原内部地壳的增厚。高原岩石圈下部若干隐伏壳幔韧性剪切带多呈倒扇形组合，由此显示以伸展变形为主［29］。天山造山带岩石圈的构造变形亦具有这些特征［31］。这种构造变形特征正好与塔里木沉积盆地岩石圈构造变形特征相反［12］。

3　高原与周边前陆沉积盆地变形耦合关系

　　通过青藏高原与周边前陆沉积盆地变形构造的时空耦合关系研究发现：在碰撞造山过程中，高原边缘与前陆沉积盆地结合带是碰撞造山过程变形最强烈地带，因此各种变形构造最发育。例如，在青藏高原东缘龙门山造山带以映秀逆冲断裂带为界，向高原方向依次发育边缘挤压巨型走滑逆冲推覆构造带，高原内部挤压伸展花岗岩构造带和伸展火山沉积盆地构造带，各变形构造带多呈后展式扩展，构成厚皮构造。因此，在高原内部构造显示的天然地震震源深度约18～22　km，到盆山结合带震源深度约10～15　km［32］。在龙门山造山带映秀逆冲断裂带以东，向四川沉积盆地方向依次出现盆缘叠瓦逆冲断层带、盆内断层三角构造带、盆内冲起构造带、中央宽缓褶皱构造带等，它们呈前展式扩展，构成薄皮构造［12，33］(图5)。在盆内薄皮构造显示的天然地震震源深度仅有4～6　km［32］。由此表明，青藏高原与前陆沉积盆地变形构造的形成具有一定的对应性，它们可由统一的地球动力学机制来解释。

图5　高原与周边前陆沉积盆地变形构造模式图
Fig.5　Dynamic model of deformation structure of the plateau,foreland sedimentary basins and adjacent area

4　多向碰撞揳入隆升变形动力学模式

　　研究青藏高原隆升及地球动力学机制只有与沉积盆地的形成和演化联系起来，才能获得对青藏高原隆升机制与隆升过程地球动力学完整而全面的认识。通过对青藏高原隆升机制和隆升过程与前陆沉积盆地变形作用时空耦合关系的对比研究及前述分析，提出了青藏高原隆升的多向碰撞扌　契入隆升的变形动力学模式(图6)。
　　大量研究成果表明，当海槽关闭时地层褶皱发生陆内碰撞、挤压抬升，从而转变为大陆剥蚀区，但高原并未完全形成。古新世初(65　Ma)印度板块与欧亚板块的拉萨地块在喜马拉雅地区开始发生碰撞，至始新世早期(50　Ma)全面拼合，海槽关闭，海水退却，形成青藏大陆板内剥蚀区。当变形继续进行时，除青藏高原南面印度板块继续向北运移碰撞挤压外，相应北面塔里木板块和中朝板块向南运移、挤压［12，34］，东部的扬子板块和华南板块向西运移、挤压［11，22］，从而形成周边向青藏高原发生多向陆内碰撞挤压的态势(图1)。随后在渐新世(36～23　Ma)时，青藏高原内部各块体发生调整，使印支地块向东南挤出［22，35］，同时，高原地壳缩短增厚，使莫霍面发生挠曲、断裂等［36］，高原表层发生强烈变形。

图6　青藏高原多向碰撞楔入隆升动力学模式图
Fig.6　Dynamic model of collision-uplift wedging of the Qinghai-Tibet plateau
图中粗断线为岩石圈底界面

　　从前面的分析论述可知，在地壳缩短增厚的同时，可能在中新世(23　Ma)以来，高原周边各前陆沉积盆地地壳物质以水平状态楔入到青藏高原深部(图6)，从而引起青藏高原的形成和隆升，相应出现地壳均衡调整，引起高原边缘造山带上地壳物质沿壳内软层及主拆离滑脱带向沉积盆地边缘呈脉动式伸展滑脱与逆冲推覆或走滑逆冲推覆，并呈后展式扩展，逐渐形成青藏高原周缘巨型逆冲推覆体带或巨型走滑逆冲推覆体带，在巨型逆冲推覆体带的前缘形成前陆沉积盆地及其随后的前展式扩展变形形成的各种变形构造(图5)。在主滑脱拆离带及其附近，由于摩擦剪切热及其它热源等因素的影响使硅铝质岩石局部融熔，形成壳源岩浆［16，20］；当岩浆运移聚集到巨型逆冲推覆体带的后部挤压伸展变形构造带中，形成壳源推覆成因花岗岩带［16］；当伸展变形继续进行时，可能形成变质核杂岩带及其它伸展构造形态。此时，在高原中央岩石圈上部出现伸展变形环境，因此，在中新世开始青藏高原发育若干伸展沉积盆地及伸展火山沉积盆地。在藏南形成近南北向拉张和近东西向拉张的伸展沉积盆地(图1)。在揳入造山作用影响下，引起周边沉积盆地中下地壳物质向青藏高原深部缓慢运移，使青藏高原的地壳进一步加厚以及山根的形成。与此相应，青藏高原上地幔物质向前陆沉积盆地下地壳或上地幔的俯冲和拆沉作用，引起青藏高原岩石圈的减薄和软流圈的抬升，从而造成上地幔和下地壳加热，导致上地壳的快速隆升及其强烈伸展剥露。与此同时，使前陆沉积盆地的岩石圈产生增厚现象(图6)。由此表明，物质的横向交换在高原隆升过程中起到主导作用。
　　本文为庆祝我国著名地质学家、教育家、中科院院士马杏垣教授80寿辰而作，以感谢敬爱的恩师马杏垣教授对学生的多年的教导与帮助。研究过程得到刘宝王　君院士、袁学诚教授、朱介寿教授、彭大均教授等的帮助，在此一并表示感谢。

本文为国家自然科学基金资助项目(编号：4934150)及原地质矿产部“八五”重大基础地质项目“中国西部大型沉积盆地和地球动力学”与“阿尔泰—台湾地学断面”研究成果之一。
作者简介：蔡学林，男，1935年生，教授，构造地质学专业。
作者单位：蔡学林　曹家敏　刘援朝　魏显贵　成都理工学院，成都，610059

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收稿日期：1998-08-27　　修改稿收到日期：1998-11-20