从地壳上地幔构造看大陆碰撞作用(上)

杨文采, 于常青

大地构造与动力学国家重点实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京, 100037

内容提要：根据近年来全球地壳上地幔探测的成果，分析了大陆碰撞造山作用过程。在大地构造物理学中，演化重建的基础为地壳上地幔探测结果和宏观物理学定理，方法为岩石圈结构模型的解构。大陆碰撞使洋陆转换带岩石圈正式拼入大陆板块，造成大陆的增生。阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带在碰撞前陆缘广泛发育有洋—陆转换带，这种碰撞称为裙边碰撞。由于比较松软的洋陆转换带岩石圈夹在中间，裙边碰撞时不发生典型的刚性碰撞和反弹，碰撞产物中常见蛇绿岩套及泥砾混杂堆积，少见超高压变质岩片的折返。大别—苏鲁碰撞造山带在碰撞前洋—陆转换带不发育，这种碰撞称为裸碰撞。裸碰撞属于刚性碰撞，碰撞时发生反弹，碰撞产物中少见蛇绿岩套及泥砾混杂堆积，常见超高压变质岩片的折返。裸碰撞后的反弹为超高压变质岩片的折返创造了条件。裙边碰撞和裸碰撞的作用过程都可分为四期，第一期为碰撞前期，第四都为后造山期。裙边碰撞和裸碰撞的不同在于，第二期主碰撞期裙边碰撞冲撞大陆板块没有明显反弹，第三期陆—陆俯冲期超高压变质岩片折返不明显。造山后期是碰撞造山过程逐渐停息期，即两大陆板块间的应力从挤压转化为拉张的阶段。这时两大陆板块之间有了共同的一个旋转极，但是碰撞造山诱发的岩石圈拆离和变形仍在进行，碰撞带岩石圈成为大陆内部热流会聚和岩浆活动的优选通道，诱发强烈的岩浆活动。

1 导言

本文讨论大陆增生的第二阶段，即洋陆转换之后的大陆碰撞造山作用过程。由于不同专业使用的词汇有别，容易混淆，本文遵从板块构造学说，用词遵从美国固体地球物理百科全书(James, 1989)的定义。例如，大陆碰撞作用指由于大陆从相互接触到拼合的所有作用，本篇讨论的碰撞造山作用只是大陆碰撞作用中重要的一类。下篇再讨论的大陆碰撞作用的其它类型。

图1 南欧及土耳其地区造山带分布示意图(引自Smith & Woodcock,1982)Fig. 1 Distribution of orogenic belts in southern Europe and western Asia 造山带以灰色显示，阿尔卑斯(Alps)的东延经希腊半岛转入土耳其南部。穿过Alps的细黑线为示如图2的剖面的大致位置black line indicates position of a profile cross Alps as shown in Fig. 2

上一篇评述分析了大洋板块俯冲和洋—陆转换作用过程(杨文采, 宋海斌, 2014)。 洋—陆转换作用的最后阶段与大陆碰撞作用的早期阶段常常是重合的, 分不开的。以地中海为例，作为特提斯洋的残留岩石圈，很难确定它现在属于欧亚板块还是大陆碰撞作用的早期阶段，即现在是处于洋—陆转换作用的最后阶段还是非洲板块。洋—陆转换带的地壳上地幔结构为大洋和大陆岩石圈的过渡和混合。在固体地球系统中洋—陆转换带要将大洋岩石圈物质转化为大陆岩石圈物质，促使大陆增生，这个过程至少也要几千万年才能完成。建立了洋—陆转换带只是完成了大陆增生作用的第一阶段，把洋—陆转换带转化为大陆还需要后续的大陆碰撞和地体拼合作用。板块构造学说认为(Davis et al., 1983; Miller, 1983; James, 1989; Moores and Twiss, 1995; Jolivet and Hataf, 2001; Stern, 2002; Rogers, 2004)，大陆碰撞带是板块会聚边界的一种类型，是大洋封闭的产物，即大洋板块俯冲消亡后，大陆板块继续移动造成陆壳碰撞挤压的结果。地中海是宽阔的特提斯洋 (即古地中海)经过长期发展演化的残留部分，代表特提斯大洋发展的终了期；印度次大陆和非洲板块长期北移，最后和欧亚板块相撞，形成了巍峨的阿尔卑斯—喜马拉雅造山带，它是世界上最典型的大陆碰撞造山带。现在的问题是，如何根据现今地壳探测的结果恢复大陆碰撞和造山带形成演化的全过程？大陆碰撞作用如何把洋—陆转换带岩石圈转化为大陆岩石圈，促进大陆增生？为什么有的大陆碰撞带内没有见到碰撞同期的洋—陆转换带的残骸，而见到碰撞同期的超高压变质岩体或其它特殊构造？这些问题都还没有得到完美的答案。因此，研究大陆碰撞仍旧是今后固体地球科学的一个重要任务。本文分上下两篇根据地壳上地幔探测结果，重点讨论陆—陆碰撞造山带各种类型的形成演化过程，力求对主要的陆—陆碰撞造山作用形成演化机制有一个比较全面的了解。

大陆碰撞作用把洋—陆转换带压缩抬升为大陆，形成了地壳缩短加厚变形剧烈的大陆岩石圈，即大陆碰撞带。大陆碰撞带是大陆岩石圈内的一种大地构造单元，代表显生宙期间封闭大洋的残留区域。例如，特提斯大陆碰撞带，就是特提斯构造域中亚欧板块与印澳—非洲板块碰撞的产物和涉及的区域。洋—陆转换和大陆碰撞这两种作用前后接续，完成了大陆增生的前期过程。但是，由于大陆岩石圈边缘的形状是很不规则的，大洋封闭时凸出的部位首先发生大陆碰撞，凹入的部位可以始终不发生碰撞。例如，200 Ma 前古特提斯洋封闭时，虽然在高加索发生了强烈的大陆碰撞造山，两边的里海和黑海至今仍然没有碰撞造山，可见大陆碰撞带内碰撞作用有多种不同类型，需要分别研究其作用过程的区别。大陆碰撞带内碰撞作用发生最剧烈的地段称为碰撞造山带(collided orogene)，首先来讨论大陆碰撞造山作用。

2 典型的大陆碰撞造山作用过程

为了解大陆碰撞作用是怎么开始的？首先要了解典型的大陆碰撞带的岩石圈构造。典型的大陆碰撞造山发生在阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带，其中阿尔卑斯碰撞造山带研究得最为细致(Klemperer, 1989; Mooney, & Meissner, 1992; Burg and Ford, 1980; Klemperer and Mooney, 1998a, b; Jolivet and Hataf, 2001; Stern, 2002; Rogers, 2004)，其地理上的分布示于图1。图1为南欧及西亚造山带分布图。造山带以灰色显示，阿尔卑斯的东延经希腊半岛转入土耳其南部，为特提斯洋闭合形成的非洲—亚欧大陆碰撞造山带，碰撞发生在亚欧大陆与非洲板块北部的亚得里亚地体之间，时间为140～0 Ma。碰撞带在阿尔卑斯西端转向亚平宁半岛，在地中海中间转了一个弯，向西连到北非的阿特拉斯山脉，它们便是非洲板块的北缘边界部位。图1中也示出了古特提斯洋闭合形成的高加索—喀尔巴阡山脉，它们位于阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带的北边，碰撞发生在240～180Ma。喀尔巴阡山脉在捷克一段的复理石盆地，是下篇将讨论的复理石建造研究命名的发源地。

阿尔卑斯碰撞造山带的地壳结构剖面见图2，此剖面线大致位置见图1，是特提斯洋西北部闭合形成的非洲—亚欧大陆碰撞造山带的典型剖面。由图2可见，碰撞造山带变形极其激烈，欧洲大陆地壳俯冲到非洲板块之下，碰撞带因上—中地壳物质挤压而变形加厚，地壳被多层的拆离带拆分为多组岩片向上穿插运动，原来的特提斯洋壳被揉碎散布。碰撞带南侧原先特提斯洋边缘的洋—陆转换带发育，现已上升成为洋陆俯冲增生楔，构成南阿尔卑斯山的地壳主体。在北边，陆—陆俯冲形成的洋—陆转换带发育，现已成为大陆碰撞增生楔，构成北阿尔卑斯山的地壳主体。大陆碰撞造山带内，由于岩石圈强烈变形，上、中、下地壳之间，以及地壳和地幔之间都发生严重的拆离，而这种贴近莫霍面的拆离，是碰撞造山带所特有的。

地球信息以“地球指纹”形式隐藏于深反射地震剖面中，结合岩石物性测定、古地磁时代测定和地质年代测定，对“地球指纹”的来源作解释，是揭示碰撞造山带内部构造和地质作用的最有效方法。地球指纹的形态和尺度多种多样，幅度和倾向各自不同，它们是多期大地构造作用遗留下来的产物。现代岩石圈板块内部不仅含有大量中—新生代以来地质作用的痕迹，还保留了中生代以前板块活动带地质作用的某些痕迹。根据古板块活动的痕迹和地质学、古地磁学证据，可以重建某些古板块的演化过程。一般来说，越晚发生的地质作用的痕迹在岩石圈物性扰动图像上反映较为清晰，而早期大地构造作用的“指纹”可能淡化，或为后期地质作用所改造。全球对比同类大地构造单元的壳幔结构，根据壳幔结构的差异和大地构造作用发生的时代把它们按演化阶段排序，还可找到这类大地构造单元岩石圈生成和演化的规律性。欧洲学者结合地质学、古地磁学证据，已经对深反射地震剖面中大地构造作用的“指纹”和阿尔卑斯碰撞造山的演化进行了详尽的研究，结果示于图3。图3(d)就是图2中的深反射地震剖面。将剖面中较新的“地震指纹”一步步去掉，便可追溯阿尔卑斯碰撞造山的演化，这种方法称为反射地震剖面的“解构”。 根据多年来欧洲地学家的反复研讨，阿尔卑斯碰撞造山过程可解构为以下四个阶段 (Burg and Ford, 1980; Jolivet and Hataf, 2001; 杨文采, 1998, 2009)。

图3 阿尔卑斯碰撞造山作用的地壳结构演化示意图(引自Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009): (a) 碰撞前期大洋尚未完全闭合(150Ma)；甲大陆为亚欧大陆，乙大陆为非洲大陆北沿亚得里亚地体。(b) 碰撞期大洋完全闭合(90Ma)；俯冲作用增生楔和大陆碰撞增生楔合并为造山增生楔。(c) 碰撞后期陆—陆俯冲岩石圈挤压抬升(30Ma)，原特提斯洋壳俯冲到软流圈，缝合线被变形破坏。(d) 后碰撞期地壳拆离推覆(0Ma)，下地壳相互穿插，亚得里亚地体与欧亚大陆拼合Fig. 3 Illustration of collision stages between Europe and Africa plates (source: Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009): (a) Pre-collision stage (150 Ma); (b) collision stage (90 Ma); (c) late-collision or continental subduction stage corresponds (30 Ma); (d) post-collision stage (0 Ma)

(1)碰撞前期 (pre-collision stage)，150 Ma左右地壳构造见图3(a)。碰撞前期大洋尚未完全闭合；甲大陆为亚欧大陆，乙大陆为非洲大陆北沿。如图可见，这个阶段特提斯洋两侧都发育有成熟的洋—陆转换带(即所谓“裙边”)，有大量洋陆转换作用的产物, 包括俯冲增生楔内的岛弧增生杂岩和边缘海沉积岩片。由于后来特提斯洋向非洲板块下方俯冲，大洋开始逐渐萎缩。我们可以把碰撞前有成熟的洋洋—陆陆转换带的碰撞归属于“裙边碰撞”，而没有成熟的洋—陆转换带的碰撞归属于“裸碰撞”。因此，阿尔卑斯碰撞造山带应归属于典型的裙边碰撞，而下节讨论的大别洋—陆苏鲁碰撞带因缺失“裙边”归属于典型的裸碰撞。由于岩石圈比大陆薄而且疏松，裙边碰撞多在粘滞性挤压环境中发生，造成的地壳缩短和柔性变形更为突出。

(2)主碰撞期 (main-collision stage) ，90 Ma左右地壳构造详见图3(b)。主碰撞期指从两侧板块的凸出部开始接触到一半以上的边界发生碰撞的时期，此时大洋逐渐闭合，大陆逐渐联合在一起。在乙大陆上的原来的洋陆转换带被抬升为陆地及湖泊；成为大陆上的俯冲作用增生楔，它又和甲大陆碰撞前沿的增生楔合并为造山增生楔。不过，这时甲大陆还刚刚开始抬升，上地壳仍然会有洋盆保留，就像现今地中海的情况。阿尔卑斯碰撞阶段的作用力以粘滞性介质被挤压为主，两个板块的地壳开始拆离和互相穿插，但俯冲洋壳仍然存在于岩石圈下部。在裙边碰撞的粘滞性挤压的环境中，陆—陆俯冲必然在碰撞后追随洋壳俯冲发生。俯冲使两个板块内壳层互相穿插，使地壳开始增厚和隆升，形成地壳拆离断层。在这里，同时发生的大洋闭合和造山只是碰撞使地壳加厚的必然结果。

(3)碰撞晚期或陆—陆俯冲期(late-collision or continental-to-continental subduction stage) ，30 Ma左右地壳构造详见图3(c)。碰撞后欧洲板块向南的冲力和俯冲前方特提斯洋板块的拖曳力仍然存在，造成了陆—陆俯冲和强烈的岩石圈变形。陆—陆俯冲使两个板块内壳层互相穿插，发生了剧烈的地壳增厚和隆升，形成大量地壳拆离断层和推覆体。在这里，同时发生的大洋闭合和造山只是碰撞使地壳加厚的必然结果。原特提斯洋壳大部分俯冲到软流圈以下，小部分的洋壳物质被揉碎破坏，少量沿缝合线仰冲，成为被挤出的蛇绿岩套及地表混杂堆积。陆—陆俯冲诱发的地壳拆离和磨擦使拆离带岩石发热重熔，产生碰撞期后花岗岩基，使拼合的地壳通过岩浆作用“焊接”，后碰撞花岗岩就是这一阶段地质作用的标志性产物。后碰撞花岗岩主要是高钾钙碱性系列的花岗岩类及强过铝质花岗岩类，走向与碰撞缝合带大致相同，或沿韧性剪切带分布，其源岩具有地幔与新生地壳的双重特征，以喜马拉雅花岗岩带最为典型。在陆—陆俯冲到上地幔时板片前端可发生高压或超高压变质作用, 产生高压或超高压变质岩片。但是，在粘滞性挤压的环境中，超高压变质岩片很难折返到上地壳来，在地表形成露头。

经全球对比，大陆碰撞期(2)和(3)还可以进一步详细分解为以下四个相态：(a)初始接触相，现代实例为澳洲西北与帝汶岛之间的接触。(b)沿缝合线造山增生楔前推相，现代实例发生在波斯湾西边的扎格罗斯山脉。(c)板内拆离和陆壳逆冲发展相。这个相态伴随陆-陆俯冲造山和弧后地壳隆升，地壳变形十分剧烈，典型例为千万年前的西藏南部。(d) 碰撞后的拉伸、热熔和变质相，如现今的西藏南部。这四个相态是连续过渡的，还可以相互重叠。

碰撞晚期接近尾声的地壳构造详见图3(d)。虽然陆—陆俯冲渐渐变缓，地壳结构的变形调整远没有结束，上地壳拆离推覆仍在发展，流变的下地壳物质相互穿插涌动进一步强化，造成甲乙两大陆更稳固的拼合。这是碰撞造山过程走向逐渐停息，大陆板块地壳结构重新调整的结果。

特提斯大洋板块俯冲到欧亚板块下方距今才90 Ma，现在还应该有它的残骸留在地幔内才对。事实正是如此。图4为过西阿尔卑斯碰撞造山带的地壳上地幔地震波速结构剖面图。碰撞后原先的特提斯板块俯冲到软流圈，冷而且密度大的大洋板块在这里形成高速异常，地震S波速度高出300 m/s。

图4 过西阿尔卑斯碰撞造山带的地壳上地幔S-波地震波速结构剖面图(引自Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009)Fig. 4 A seismic S-wave velocity profile cross Alps orogen (source: Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009)碰撞后原先的特提斯板块俯冲到软流圈，形成4.3～4.6 km/s高速异常After collision, the Tethys plate subducted into asthenosphere, forming a high velocity anomaly of 4.3～4.6 km/s

图5 过比利牛斯碰撞造山带的深反射地震剖面(据Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009)Fig. 5 A deep seismic reflection profile cross Pyrenean orogen (source: Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009)图内箭头指示“鳄鱼嘴”构造the arrow in figure shows “crocodile’s mouth” structure

与阿尔卑斯碰撞造山带毗邻的比利牛斯碰撞带，是伊比利亚地体并入欧亚板块时发生的陆—岛碰撞带，深反射地震剖面见图5。与阿尔卑斯类似，地壳构造呈现因岩石圈受挤压的“倒八字”形，即造山带轴部地壳明显增厚，上、中、下地壳物质向造山带轴部推移并出现逆向拆离，贴近莫霍面的地壳拆离发育。碰撞造山带轴部反射比较“透明”，体现后碰撞的花岗岩体。注意这种构造不是轴对称的，板块俯冲的一侧莫霍面下倾角度大，而另一侧流变的下地壳会挤入俯冲板块之上方，形成所谓的“鳄鱼嘴”构造。图5内用箭头标明了“鳄鱼嘴”构造。与阿尔卑斯不同的是，比利牛斯碰撞带岩石圈受挤压变形与地壳缩短程度轻得多，板块俯冲的方向也不同，这里不是欧亚板块在俯冲，而是伊比利亚地体俯冲在欧亚板块之下。对比图3(d)可知，与陆—陆碰撞带相比，陆—岛碰撞带挤压变形与地壳缩短有明显的程度差别。

图6 地中海地区地形影像与大地构造略图(背景图据 ASTER, 1.5s, Turco et al., 2012)Fig. 6 Simplified structure map around Mediterranean region with major tectonic lineaments(background source: ASTER, 1.5s, Turco et al., 2012)红色齿状线表示洋—陆和陆—陆俯冲带; 黑色背向箭头表示拉张区和拉张方向; 黑色单向箭头表示现今板块运动方向Toothliked red lines show subduction zones, ocean—continental or continental—continental; black arrows show current plate moving directions; double arrows are tensile direction

阿尔卑斯碰撞造山过程只是欧亚大陆与非洲大陆碰撞的第一幕，现在碰撞仍在进行，只不过碰撞位置向南移动了。现今地中海仍是特提斯洋的残余。由于地中海一带洋陆转换带边界崎岖曲折，洋陆转换最后阶段俯冲带密集发育，并且与背向俯冲造成的弧后扩张盆地共存。图6为地中海地区地形影像与大地构造略图(Turco et al., 2012)，主体仍呈现为洋—陆转换带，六对黑色背向箭头表示拉张区和拉张方向，弧后扩张盆地主要出现在背向俯冲的轴部，如西地中海海盆、亚得里亚海槽等。现今地中海地区的局部地段，如直布罗陀，非洲大陆与欧洲大陆已开始碰撞在一起，图6中黑色虚线标注欧亚板块(北方)与非洲板块(南方)现在的边界。但从更大区域尺度看，地中海地区的岩石圈与即将登陆的洋陆转换带更加相似(杨文采, 宋海斌, 2014)。地壳中不仅仍有残余的洋壳存在，残余洋壳仍在俯冲产生岩浆弧，俯冲岩浆弧后面还出现了弧后盆地。所以，挤压碰撞造山带(如亚平宁)、岩浆弧、弧后盆地、裂谷伸展玄武岩(如Etna火山)共生在一起，裂谷作用主要发生在32～16Ma之间。

(4)后造山期 (post-orogeny stage)。现在阿尔卑斯碰撞造山过程开始进入后造山期，这是陆—陆俯冲停息，板块挤压运动机制向拉张机制转换的阶段。这个阶段地壳不再缩短加厚，但是，碰撞造山造成的岩石圈结构的碎裂变形为后续的热流体和岩浆侵入提供了空间和良好条件，转化为拉张机制后原有地壳拆离带也会有继承性活动，地壳运动不会马上停息。后造山期是碰撞造山作用走向停息而且大规模岩浆侵入造成大陆岩石圈增生的阶段，它既是大陆碰撞的终结，又是碰撞带克拉通化的开始。与其它碰撞带对比可知，大陆碰撞带中的A型花岗岩正是经历后造山期的标志。目前，喜马拉雅碰撞造山带还处在碰撞晚期的陆—陆俯冲阶段，还不到A型花岗岩发育的后造山期。

3 喜马拉雅碰撞造山作用

喜马拉雅碰撞造山带是全球最壮观的大陆碰撞造山带，与阿尔卑斯同属裙边碰撞类型，但是规模更大。在80 Ma前印度次大陆向北漂移，南边的印度洋正在扩张，北边的特提斯洋正在消减。特提斯洋板块的俯冲在亚欧大陆南缘形成冈底斯海沟—岛弧体系，使碰撞前特提斯洋逐渐消减成为位于印度次大陆北方的洋陆转换带。印度和亚欧大陆南缘碰撞后特提斯洋逐渐消失，印度次大陆北方的洋陆转换带成为亚欧大陆大陆岩石圈的一部分，即喜马拉雅碰撞造山带。原来的冈底斯海沟—岛弧体系也演变成为碰撞—俯冲增生楔，构成现今冈底斯山一带的地壳主体(图7)。

图7 (a) 过喜马拉雅碰撞造山带的深反射地震剖面，图内数字为反射体编号；(b)地震剖面(a)在青藏高原的位置； (c) 过喜马拉雅碰撞造山带的地壳结构模型，其中雅鲁藏布江缝合线以地表蛇绿岩套出露和强地磁异常带为代表。引自赵文津，1996Fig. 7 (a) Deep seismic reflection profile cross Himalaya collision orogen; (b) position of the profile in Xizang(Tibet) plateau; (c) corresponding interpretative crustal structures. (source: Zhao Wenjin et al., 1996)

喜马拉雅碰撞造山带的演化类型和阿尔卑斯碰撞造山带相似，但碰撞发生比较晚(赵文津等，1996；Brown et al. 1997；许志琴等，1997；肖序常等, 2007)。喜马拉雅带主碰撞期55～40 Ma，碰撞晚期的陆—陆俯冲期开始于30 Ma左右，现在高喜马拉雅还处在碰撞晚期阶段，这里有浅色花岗岩带发育, 系在拆离面由摩擦生热熔融形成，年龄为24～14 Ma。 图7 (a)为过喜马拉雅碰撞造山带的深反射地震剖面，图7(b) 为地震剖面在青藏高原的位置。剖面俯冲增生楔和大陆碰撞增生楔中大量发育的地壳拆离和变形皆清晰可见。图7 (c) 为过喜马拉雅碰撞造山带的地壳结构模型，其中雅鲁藏布江缝合线以地表蛇绿岩套出露和强地磁异常带为特征(详见下面的详细讨论及图13)。与阿尔卑斯演化碰撞造山带的地壳结构相比，可知现今喜马拉雅碰撞造山过程可分为以下三个阶段。

(1)碰撞前期(60 Ma左右)，大洋尚未完全闭合。这个阶段特提斯洋两侧都发育有成熟的洋—陆转换带，包含有俯冲增生产物, 岛弧增生杂岩和边缘海沉积岩片，碰撞归属于“裙边碰撞”。由于特提斯洋向亚欧板块下方俯冲，大洋逐渐萎缩消减。

(2)主碰撞期 (55～30 Ma左右) ，碰撞首先在印度次大陆北缘的凸出部，即东西两个造山结开始，然后沿雅鲁藏布江一线展开。随着陆缘海逐渐闭合，印度与亚欧两大陆边缘的洋—陆转换带联在一起，合并为碰撞造山增生楔。随着碰撞挤压的持续，两个大陆板块的地壳开始拆离和互相穿插，但俯冲洋壳仍然存在于岩石圈下部，造山带地壳还没有明显加厚。

(3)碰撞晚期陆—陆俯冲(30 Ma—现在) ，碰撞后印度板块向北的冲力和俯冲前方特提斯洋板块的拖曳力仍然持续，造成了印度板块向亚欧板块的陆—陆俯冲。陆—陆俯冲使两个板块互相穿插，发生了剧烈的变形，加厚了造山带地壳，形成大量地壳拆离断层和推覆体。原特提斯洋壳物质被揉碎破坏，少量沿缝合线仰冲，包括被挤出的蛇绿岩套及地表混杂堆积，沿雅鲁藏布江一线展布。这种陆—陆俯冲现在还在进行中。与阿尔卑斯碰撞造山带相比，喜马拉雅碰撞造山带的规模更加宏伟，但由于碰撞晚期阶段还在进行，上—中地壳的变形尚未达到更为剧烈的高峰。

有人喜欢把喜马拉雅碰撞带与青藏高原相提并论，笔者认为这是不准确的。其实，青藏高原虽然包含有碰撞带，但主体是显生宙洋—陆转换带中的俯冲增生楔和几个拼合地体。从图7 (b)可见，喜马拉雅碰撞带与青藏高原的岩石圈结构不同，喜马拉雅碰撞带山很高，但地壳不算特别厚，而青藏高原地壳特别厚。图8(a)为青藏高原岩石圈平均地震波速柱状图，青藏高原地壳厚达72 km，岩石圈平均厚约100 km，为很特殊的厚壳薄幔岩石圈。注意图中青藏高原地壳第4和第7层为低速层，它们代表了经碰撞拆离穿插入中—下地壳的上地壳岩片。青藏高原地壳第8层厚度大到20多千米，波速明显升高，反映青藏高原下地壳有印澳板块的穿插加厚，以及可能发生有特提斯洋壳的楔入。

图8 青藏高原岩石圈地震波速柱状对比图： (a)青藏高原平均波速柱状图(引自滕吉文等，2004)，Vp为P波波速,Vs为S波波速，数字为波速分层编号。注意第4和第7层为低速层，第8层波速偏高。(b) 青藏高原地壳P波波速从北到南的变化(引自肖序常等，2007)，特提斯喜马拉雅即指冈底斯带Fig. 8 (a) The seismic P-wave velocity column at central Xizang(Tibet) plateau (source: Teng Jiwen et al., 2004). (b) comparison of velocity columns from northern to southern Xizang(Tibet) plateau (source: Xiao Xuchang et al., 2007)

图8(b) 为青藏高原地壳纵波波速从北到南的变化，特提斯喜马拉雅即指冈底斯洋陆转换带。缝合线雅鲁藏布江以南的高喜马拉雅地壳厚度约56 km，中地壳上方有低速层，反映地壳强烈拆离。雅江以北的冈底斯洋陆转换带地壳加厚达72 km，中地壳上方不仅有低速层，而且厚度剧增，反映了地壳物质向造山带轴部推移挤入，并伴随强烈拆离。下地壳底部出现低速层，存在两种可能性。一种可能性是大陆碰撞时上地壳物质的挤入和残留，另一种是底侵的热流体的集结。冈底斯以北的羌塘地体，是地壳厚约72 km的青藏高原的核心，下地壳底部的低速层厚度大到20余千米，比冈底斯明显加厚。从青藏高原下地壳有低电阻率异常等情况看来，发生底侵的热流体集结的可能性更大一些。与冈底斯相比，青藏高原中部没有巨厚的中地壳，说明特提斯洋陆转换带的加入主要发生在冈底斯，羌塘地体原先应该是介于古特提斯洋和特提斯洋之间的有结晶基底的“大岛”。由此可见，青藏高原的主体是由大陆碎块和古洋陆转换带在大陆碰撞的挤压环境中拼合组成的。

图9 西藏自治区地质图(马丽芳等，2006)Fig. 9 Geological map of Xizang(Tibet) (Ma Lifang et al., 2006)雅鲁藏布江北黄色区域显示冈底斯洋陆转换带Large yellow area indicates Gantis Phanerozoic ocean—continent transition belt

那么，还有什么证据可说明冈底斯山原先是洋—陆转换带呢？首先来看西藏自治区地质图(图9)，雅鲁藏布江北大片黄色区域显示冈底斯洋陆转换带的范围，地表大面积出露碰撞前期安山质火山岩，说明这里原先就是洋陆转换带。地球化学图也说明这里原先是洋陆转换带。图10为水系地球化学釆样分析取得的西藏自治区氧化钾(图10a)和氧化鈉(图10b)地球化学图(资料来源于谢学锦实测)，显示冈底斯和雅鲁藏布江板块缝合线都对应高钾和高钠异常区。高钾和高钠异常来自海水，无论是俯冲带地幔的熔融还是海洋的干涸，都会导致地表高钾和高钠，也是冈底斯山原先是洋—陆转换带的证据。

图10西藏自治区氧化钾(上)和氧化鈉(下)地球化学图(谢学锦供图)，显示冈底斯洋陆转换带和板块缝合线大片异常区Fig. 10 Geochemical map of K2O (a) and Na2O (b) with anomalous area that is correlated with the Gandise Phanerozoic ocean—continent transition belt

图11俯冲工厂生成大陆型岩石圈的岩石示意剖面图Fig. 11 Illustration of the subduction factory of producing continental rocks 红星指示震源频发区stars indicate earthquake zones

那么，洋陆转换带是如何造成大陆增生的呢？众所周知，成熟的俯冲带是一个生成大陆型岩石圈的“工厂”，这里有大量海洋沉积物中析出的海水，有洋脊俯冲和冷俯冲板片吸引过来的热流，也有沉积岩和洋壳玄武岩等大量物源。在水、热和物源的共同作用下，俯冲带上方软流圈被交代和熔融，形成了沟—弧—盆系中特有的强烈的岩浆作用与火山喷发，“制造”出各种大陆型岩石圈中的岩石(见图11)。首先是俯冲的大洋板块脱水交代地幔橄榄岩，然后产生玄武质岩浆底侵上升。发育于离海沟最近的外弧带，相当于岩浆弧的前锋位置，形成TTG(云英闪长岩—奥长花岗岩—花岗闪长岩)岩套，它们的源岩即是贫K2O的玄武岩(邓晋福等, 2004, 2010)。上升的玄武质岩浆在下地壳产生顶蚀和分异，在中地壳形成长英质部分熔融区。富Na的TTG岩套形成在岩浆弧的外带， GG花岗岩组合发育于岩浆弧的主带。从外带—主带—内带的花岗岩组合K2O和K2O/Na2O比值升高，表征俯冲带逐渐加深。 由于俯冲洋壳发生强烈的岩浆作用，岩浆通过花岗岩侵位、铁镁质岩墙和长英质火山喷发三种形式，使大陆增生，并在板块碰撞后上隆为高山。

图12 青藏高原构造单元划分与地震分布图(底图引自邓起东，2002)Fig. 12 Tectonic unites and earthquake distribution map of Xizang(Tibet) plateau 蓝色细线为邓起东编活动断裂，红色粗线为碰撞缝合带，蓝色粗线为洋陆转换带(OCT)边界带，绿色粗线为古特提斯洋增生洋陆转换带的大致东界。红色圆圈为5级以上地震位置red curves show collision zones, thick blue curves show boundaries of Phanerozoic ocean—continent transition zones, red circles show earthquake positions

从图8青藏高原地壳纵波波速变化看，从冈底斯洋陆转换带到巴颜喀拉地体下地壳的波速都具有双峰。通常下地壳的平均波速可由6.7 km/s变化到7.3 km/s，闪长岩、角闪岩、麻粒岩及辉长岩都处在这一波速段。地盾区及裂谷区下地壳的波速分布具有双峰现象，即统计波速分布有6.6～6.8 km/s和7.1～7.5 km/s两个峰。在显生宙形成的波速6.6～6.8 km/s的下地壳与基性岩石相对应，而7.1～7.5 km/s的高速体可能由玄武质岩浆地幔底垫作用形成。在洋—陆转换带，双峰的下地壳波速是岛弧型岩浆活动的结果。在青藏高原北部，双峰既可能是古洋陆转换带岛弧型岩浆活动产物的遗存，也可能是陆—岛碰撞时大洋板块仰冲碎片的遗存。但是，在羌塘和冈底斯下地壳却是含低速层的双峰，波速分布为6.5～6.6 km/s和7.1～7.2 km/s两个峰。这种含低速层的特殊双峰，低速层可能为陆—陆碰撞期后与拆沉伴生的岩浆活动所引起，也可能是陆—陆碰撞时上地壳岩块挤入碎片的遗存。

从青藏高原岩石圈结构看来，青藏高原内包含有两条碰撞带，四条显生宙的洋—陆转换带或俯冲增生楔，以及羌塘、拉萨、昌都、兰坪—思茅等多个拼合地体，详见图12。图12为青藏高原构造单元的划分与地震分布图。图13为青藏高原航空磁测异常图。由于大陆碰撞带缝合线两侧发育有以蛇绿岩套为代表的仰冲洋壳，俯冲带也残留有由蛇绿岩套为代表的边缘海扩张脊，强磁性的蛇绿岩套在基岩出露广泛的高原区必定产生串珠状的强磁异常带。因此，用磁测异常图可以比较准确地对大陆碰撞带及古俯冲带定位。图12用数字编号的构造单元边界，就是用图13的航空磁测异常图定位出来的。

图12青藏高原内的两条碰撞带，北边一条是昆仑山—阿尼玛卿山—西秦岭的古特提斯洋封闭形成的，古特提斯洋位于华北克拉通、塔里木克拉通和羌塘地体、扬子克拉通之间。这条碰撞带北边为古特提斯洋俯冲形成的洋—陆转换带，包含柴达木地体及其它一些大陆碎片，后经羌塘—昌都地体碰撞升高成陆。南边为羌塘—昌都地体北缘洋—陆转换带形成的大陆增生楔，由于羌塘—昌都地体和扬子克拉通之间没有发生碰撞，在松潘—甘孜一带形成了宽大的复理石盆地。另一条雅鲁藏布江碰撞带是特提斯洋封闭形成的，特提斯洋位于羌塘地体、扬子克拉通和印度次大陆之间。这条碰撞带北边为特提斯洋俯冲形成的冈底斯洋—陆转换带，包含拉萨地体及南边保山陆块等，后经印度次大陆碰撞升高成陆。雅鲁藏布江南边为印度—澳大利亚板块北缘洋—陆转换带形成的大陆增生楔。

图13 青藏高原航空磁测异常图(引自熊盛青等, 2012)Fig. 13 Aeromagnetic anomalous map of Xizang(Tibet) plateau(Source: Xiong Shengqing et al., 2012)蓝色为负异常，红色为正异常。数字编号为断裂带名称标记，断裂带位置与名称与图12相同Red shows positive anomalies, numbers indicate sequential positions of main faults correlated with curves shown in figure 12

虽然青藏高原的岩石物质形成在大陆碰撞之前，但是现今岩石圈的构造格架主要形成于大陆碰撞作用。印度次大陆与亚欧板块碰撞不仅形成了喜马拉雅碰撞造山带，而且使整个东亚岩石圈变形，其范围远远超过青藏高原(Molnar, 1988；Harrison et al. 1992; Avouac and Tapponnier, 1993; Jolivet and Hataf, 2001)。图14为印度与亚欧板块碰撞过程两种物理模拟结果解释示意图，其中图14a为Tapponnier用蜂蜜沙盘模型作出的碰撞不同阶段岩石圈变形模式，对物理模拟结果的动力学机制主要解释为碰撞产生挤出效应(Avouac and Tapponnier, 1993)，最典型的挤出发生在云贵和东南亚，一直影响到南海的打开。图14b为Dewey等于1989年提出的非挤出模型(见：Jolivet and Hataf, 2001)，显示了东亚广泛分布的岩石圈变形，理模拟结果的动力学机制主要解释为陆块的碎裂、旋转和走滑拼合。图14c、d为他们根据实验对东亚岩石圈变形机制作出的两种结果解释：图14c为Tapponnier挤出模型，箭头指示挤出地块和运动方向；这种模型还衍生出一种新的形式，叫碰撞逃逸，即碰撞冲量转换为小地块“逃逸”的动能。图14d为Dewey等1989年提出的非挤出模型(Davis et al.,1983; Burg and Ford 1980; 许志琴等，1997；Jolivet and Hataf, 2001; 肖序常等, 2007)，认为小地块虽然有位移发生，但变形以走滑旋转作用为主导，旋转运动方向见图中箭头所示。左旋的断裂转化为右旋的剪切带，泄散了大陆碰撞的冲量，并通过走滑旋转把小地块拼合成为大陆。目前，碰撞逃逸和走滑旋转这两种模型都有一定的地壳调查依据，可认为是碰撞作用派生出的两种动力学模式。

图14 印度与亚欧板块碰撞过程两种物理模拟结果解释示意图(Jolivet and Hataf, 2001)Fig. 14 Illustration of physical modeling patterns of collision between India and Xizang(Tibet) (source: Jolivet and Hataf, 2001)(a)Tapponnier沙盘蜂蜜模型，指示挤出效应；(b)Davy—Cobbold碰撞模拟，显示广泛分布式变形。(c)、(d) 为两种结果解释：(c) 为挤出模型，箭头指示挤出地块和运动方向；(d) 为非挤出模型(Dewey等于1989年提出; 见：Jolivet and Hataf, 2001)，箭头指示地块旋转运动方向，左旋的断裂转化为右旋的剪切带 (a) Tapponnier’s extrusion and escaping model; (b) Davy—Cobbold rotation and shearing model; (c) deformation and stress direction from the extrusion model; (d) from the rotation model ( Dewey et al. put forward in 1989; see：Jolivet and Hataf, 2001)

4 苏鲁碰撞造山带与超高压变质作用

现在来看与阿尔卑斯和喜马拉雅不同类型的碰撞造山带，它们虽然也是壮观的大陆碰撞造山带，但是不属于裙边碰撞类型。位于中国东部的大别—苏鲁造山带的地质构造，具有以下4点特征 (杨文采等, 1999a,b,c,2005,2009; Yang Wencai, 2000, 2002,2003,2009; Xu Zhiqin et al., 2009a,b)：

(1) 造山带内没有发现同碰撞期的典型的蛇绿岩套，难以确认缝合线。

(2) 造山带内同碰撞期的海相沉积不发育，也没有发现同碰撞期的火山弧，表明造山带内洋—陆转换帶不发育。

(3) 造山带核部的组成岩石主要为前寒武纪老片麻岩，普遍经历了同碰撞期的超高压变质作用。表明造山带内曾发生过剧烈碰撞和陆—陆深俯冲。

(4) 造山带中广泛发育同碰撞期的地壳拆离断裂和韧性剪切带，以及造山期后的A型或幔源花岗岩基。

以上4点地质构造特征表明，与阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带不同，大别—苏鲁造山带虽然发生过强烈碰撞，但碰撞时洋—陆转换帶不发育，不属于裙边碰撞类型。当洋—陆转换帶不发育的大洋闭合时，两个刚性大陆板块发生的直接碰撞，可称为”裸碰撞”或”硬碰撞”。在大洋盆地才打开后不久时，如红海扩张或大西洋扩张早期，如果这时地应力从拉伸转变为挤压，造成的大洋闭合及陆陆碰撞，便属于裸碰撞。下面就参照区域壳幔结构的解构方法和图3的模式，以大别—苏鲁的地壳上地幔结构来推演裸碰撞的作用过程(杨文采,2014, Yang Wencai, 2014)。壳幔结构的解构是恢复古板块碰撞过程的一种方法，指按反时序逐渐将深反射地震剖面上的反射构造抹除，从而获得某一期大地构造作用之前的壳幔结构，据此逐步重建区域岩石圈板块碰撞过程。

图15 是笔者等负责完成的过苏鲁地区的深反射地震剖面(杨文采等, 1999a,b,c,2005,2009; Yang Wencai, 2000,2002,2003,2009; Xu Zhiqin et al., 2009a,b)。其中图(a)为过碰撞带的深反射地震剖面位置及区域航磁异常图。图中强航磁异常带标志苏鲁碰撞造山带中的超高压变质岩石，如榴辉岩、橄榄岩及片麻岩，它们的磁铁矿及钛铁矿含量比较高。用两条红线表示两条深反射地震剖面，它们沿倾向对接起来成为完整的过苏鲁碰撞造山带的深反射地震剖面，示如图(b)。图中字母D标示由碰撞和陆—陆俯冲造成的中地壳拆离面，字母M1标示莫霍面，M5标示岩石圈底面。图(c)为苏鲁碰撞带的地质略图；图15(d)为根据推断的过苏鲁碰撞带的地壳结构模型，对应位置剖面如图15(c)中红线。深反射地震剖面图中扬子克拉通对华北克拉通的俯冲清晰可见，碰撞后生成的花岗岩基也有突出显示。

苏鲁地区碰撞造山发生在三叠纪，碰撞前扬子克拉通俯冲的态势见图16，这是由古地磁研究取得的二叠纪全球大陆克拉通地体位置分布图。由图可见，扬子克拉通位于华北克拉通之南方，二者之间有古特提斯洋东支分隔，但分隔的洋面不宽，尚未有成熟的洋—陆转换带发育，因此可以参照弹性碰撞的理论对碰撞作用进行外推。根据苏鲁碰撞带现今的岩石圈结构模型和碰撞的物理规律可以解构碰撞造山作用的作用过程。图17为解构重建的苏鲁碰撞造山作用的地壳结构演化示意图，现今的岩石圈结构模型位于图17(e)。由于晚侏罗世以来该区没有发生过强烈的大地构造运动，现今的岩石圈结构与150Ma前岩石圈结构大体相同，没有明显改变，因此现今岩石圈结构可上推到大约150Ma前。

根据地质和定年研究，在早—中侏罗世(190～150Ma)碰撞带岩石圈发生造山后伸展和大规模岩浆作用，沿大别—苏鲁碰撞带分布的岩浆活动走向与碰撞带一致。造山后大规模岩浆作用产生的花岗岩体在图17(e)用红色表示，它们在深反射地震图上反映为內部相对透明而顶面有清晰的强反射，见图15(b, d)。岩浆活动还使俯冲前端大陆岩石圈被熔断沉入软流圈。作为岩石圈解构的第一步，抹除这些190～150Ma期间大规模岩浆活动及有关作用的地壳结构痕迹，对应的剖面模型见图17(d)，得到大约在210Ma前后的岩石圈结构模型。这个岩石圈结构模型显示碰撞晚期的陆—陆俯冲。华北和扬子克拉通之间的陆—陆俯冲、拆离和超高压变质岩块折返同时进行，俯冲前端大陆岩石圈破碎下沉(Yang Wencai, 2009)。

图17 苏鲁碰撞造山作用的地壳结构演化阶段示意图Fig. 17 Recovered collision stages of the Sulu collision zonesame as the lithospheric section as shown in figure 15(b)(a) 碰撞前期大洋尚未完全闭合(260Ma)；左边大陆为华北克拉通，右边大陆为扬子克拉通，会聚洋为古特提斯洋的东支。(b) 碰撞期大洋完全闭合(240Ma)；有缝合线但没有俯冲作用增生楔和大陆碰撞增生楔。(c) 碰撞后反弹拉伸并开始陆—陆俯冲(230Ma)，缝合线被变形破坏。(d) 碰撞后期陆—陆俯冲(210Ma) ，原大陆地壳俯冲拆离和拆返同时进行，俯冲前端大陆岩石圈破碎下沉。(e) 碰撞期后岩浆作用和大陆拼合(150Ma)，俯冲前端大陆岩石圈被熔断碎沉入软流圈。华北克拉通和扬子克拉通地壳通过岩浆作用熔合 (a) before collision (260Ma)；(b) collision (240Ma); (c) rebound following collision (230Ma); (d) continent subduction and exhumation (210Ma); (e) post-orogeny extension and magma intrusion (150Ma)

根据地质定年苏鲁地区碰撞造山发生在三叠纪(Xu Zhiqin et al., 2009a,b)，碰撞前扬子克拉通位于华北克拉通之南方，二者之间有古特提斯洋东支分隔(图16)，但分隔的洋面不宽，尚未有成熟的洋—陆转换带发育。据此，推测图17(a) 为碰撞前古特提斯洋尚未完全闭合(260Ma)时扬子和华北克拉通的会聚模型；左边大陆为华北克拉通，右边大陆为扬子克拉通，中间有古特提斯洋的东支。

对裸碰撞应参照物理学上的弹性碰撞的理论对碰撞作用进行分析，即碰撞后必定有反弹。因此，主碰撞期(240～215Ma)应包含陆—陆碰撞(洋封闭)阶段及紧接其后的反弹阶段(杨文采等,2001,2005,2009)。在大别苏鲁碰撞开始发生在240Ma左右，碰撞可在两个克拉通接触部位，即大别—苏鲁碰撞带及南侧的岩石圈发生“粉碎性骨折”，形成变形剧烈的碰撞增生楔 (图17b)。紧接其后的反弹又造成了扬子克拉通与华北克拉通之间短暂伸展的地应力状态，为碰撞粉碎岩片的俯冲及折返创造了条件(图17c)。大别—苏鲁碰撞带发生的弹性碰撞和反弹，使碰撞后特提斯洋壳迅速沉入软流圈，而蛇绿岩套及泥砾混杂堆积不在地面出现，但在陆—陆俯冲到上地幔时板片前端发生高压或超高压变质作用, 产生高压或超高压变质岩片，它们大部分也沉入软流圈。由于碰撞后发生的反弹或旋转，便使一部分超高压变质岩片折返到上地壳来。

扬子克拉通和华北克拉通的碰撞不仅发生后续的反弹，还发生后续的旋转，详见图18 (杨文采等,2001,2005,2009)。碰撞时扬子克拉通是主动冲撞板块，碰撞在华北克拉通南沿的突出部，由于突出部不在两克拉通重心的连线上，碰撞扬子克拉通后续的旋转是必定会发生的。图18为碰撞后反弹旋转过程示意图，图18 (a)为古特提斯洋的东支即将封闭(250Ma)的卡通片，北方地体为华北克拉通，南方地体为扬子克拉通，由古特提斯洋的东支分隔，对应的剖面模型见图17(a)。图18 (b)为古特提斯洋碰撞和反弹的卡通片(230Ma)，(d) 为碰撞后并未发生旋转时俯冲前端克拉通相对位置 (231Ma) ，对应的剖面模型见图17(b)。图18(c) 为碰撞后反弹拉伸和右旋的卡通片(220～215Ma)，对应的剖面模型见图17(c)。

对比阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带，由上述分析和解构可知，在中生代秦岭—大别—苏鲁碰撞造山作用的演化过程可分为以下四个阶段。

(1)碰撞前期(270～240Ma)，见图17(a)。这个阶段主要为古特提斯洋岩石圈的俯冲。在裙边碰撞造山带中一般有俯冲作用的增生产物, 包括俯冲增生楔内的岛弧增生杂岩和边缘海沉积岩片。大别—苏鲁碰撞带向西与桐柏—秦岭造山带连接，秦岭造山带有同俯冲期的火山岛弧与其它同俯冲期洋—陆转换帶增生产物，而大别—苏鲁碰撞带仅在北淮阳发现有复理石岩套，它属于洋底沉积。因此认为，秦岭造山带可归属于裙边碰撞，而大别—苏鲁碰撞带应归属于裸碰撞。

(2)主碰撞期(240～215Ma)。 这个阶段包括陆—陆碰撞(洋的封闭)及紧接其后的反弹，见图17(b, c)。在大别苏鲁碰撞开始发生在240 Ma左右，碰撞使两个克拉通地体接触，紧接其后的反弹又造成了扬子克拉通与华北克拉通之间短暂伸展的地应力状态，为扬子克拉通俯冲前端的超高压变质岩片的折返创造了条件。刚性碰撞造成的反弹造成了裸碰撞与裙边碰撞本质上的区别。由于比较松软的洋陆转换带岩石圈夹在中间，裙边碰撞时不发生典型的反弹，碰撞产物中包括挤出仰冲蛇绿岩套，但少有超高压变质岩片的折返。大别—苏鲁碰撞带发生典型的刚性碰撞和反弹，碰撞产物中少有蛇绿岩套及泥砾混杂堆积，但在陆—陆俯冲到上地幔时板片前端发生高压或超高压变质作用, 通过碰撞后发生的反弹，可使一些超高压变质岩片折返到上地壳来。

图18大别—苏鲁碰撞带裸碰撞后反弹拉伸和扬子克拉通右旋过程示意图Fig. 18 Cantons showing relative positions of collision and rotation between Sino-Korean craton and Yangtze craton(a—c) 为卡通说明，(d—f)为相对位置表示。(a) 碰撞前期大洋即将闭合(250Ma)；北方地体为华北克拉通，南方地体为扬子克拉通，由古特提斯洋的东支分隔。(b) 碰撞后反弹并沿碰撞带张裂 (230Ma)。(c) 碰撞后反弹并发生旋转 (215Ma)。(d) 碰撞后并未发生旋转时克拉通相对位置 (231Ma)。 (e) 碰撞后期陆—陆俯冲与高压或超高压变质岩片折返时两个克拉通相对位置 (210Ma)。方格网表示俯冲前端局部拉张区位置。 (f) 碰撞反弹后扬子克拉通右旋，带动秦岭陆—陆碰撞，最后形成秦岭—大别—苏鲁碰撞造山带 (170Ma)Cantons (a—c) corresponds times at 250Ma, 230Ma and 215Ma. (d) details during collision at about 230Ma; (e) rebound following collision at about 210Ma; (f) post-collision extension at about 170Ma

(3)碰撞晚期(215～190Ma)。碰撞晚期的作用为陆—陆俯冲与高压或超高压变质岩片折返期，克拉通相对位置见图18(e) ，图中方格网表示俯冲前端局部拉张超高压变质岩片折返区位置。对应的剖面模型见图17(d)。由于大陆板片不如大洋板片密度大，陆—陆俯冲的深度比大洋俯冲小，一般只到软流圈(Yang Wencai，2000，2002，2003，2009)。

(4)造山后期(190～145Ma)。碰撞造山过程逐渐停息，两大陆板块间的应力从挤压转化为拉张的阶段。碰撞造山诱发的岩石圈拆离和变形仍在进行但渐趋平息，碰撞带中遗留的岩石圈缝隙在造山后期为侵入岩浆所贯穿和缝合。沿大别—苏鲁碰撞带分布的侏罗纪的岩浆活动，以及磨拉石槽盆也在这个阶段伴随而生。造山后期俯冲前端大陆岩石圈全部被熔断沉入软流圈，华北克拉通和扬子克拉通地壳通过岩浆作用熔合。

在大地构造物理学中，演化重建的实验基础为地壳上地幔探测结果，理论基础为宏观物理学定理，演化模型和地壳上地幔探测结果必须具有高度的一致性。图19苏鲁碰撞带深反射地震剖面和现今的地壳结构模型的比较。比较图19苏鲁碰撞带深反射地震剖面(a)和演化模型图17(e)可见，两者具有高度的一致性。

图19 苏鲁碰撞带深反射地震剖面和现今的地壳结构模型的比较: (a) 深反射地震剖面；(b) 现今的岩石圈结构，图中方框内为剖面(a) 的范围Fig. 19 Deep seismic reflection profile across the Sulu collision zone (a) and corresponding lithospheric section (b) , CCSD indicates Chinese continental scientific drilling site

5 结论

(1) 在大地构造物理学中，演化重建的基础为地壳上地幔探测结果和宏观物理学定理，方法为岩石圈结构模型的解构。对阿尔卑斯碰撞带和苏鲁碰撞带演化重建表明，现今的地壳上地幔探测结果和演化重建模型之间具有高度的一致性。

(2) 大陆碰撞使洋陆转换带岩石圈正式拼入大陆板块，造成大陆的增生。洋陆转换增生的大陆体积，在大陆碰撞后成为大陆板块的组成部分。

(3) 阿尔卑斯—喜马拉雅碰撞造山带在碰撞前陆缘广泛发育有洋—陆转换带，这种碰撞称为裙边碰撞。由于比较松软的洋陆转换带岩石圈夹在中间，裙边碰撞时不发生典型的刚性碰撞和反弹，碰撞产物中常见蛇绿岩套及泥砾混杂堆积，少见超高压变质岩片的折返。

(4) 大别—苏鲁碰撞造山带在碰撞前洋—陆转换带不发育，这种碰撞称为裸碰撞。裸碰撞属于刚性碰撞，碰撞时发生反弹，碰撞产物中少见蛇绿岩套及泥砾混杂堆积，常见超高压变质岩片的折返。裸碰撞后的反弹为超高压变质岩片的折返创造了条件。

(5) 裙边碰撞和裸碰撞的作用过程都可分为四期，第一期为碰撞前期，第四期为后造山期。裙边碰撞和裸碰撞的不同在于，第二期主碰撞期裙边碰撞冲撞大陆板块没有明显反弹，第三期陆—陆俯冲期超高压变质岩片折返不明显。

(6) 造山后期是碰撞造山过程逐渐停息期，即两大陆板块间的应力从挤压转化为拉张的阶段。这时两大陆板块之间有了共同的一个旋转极，但是碰撞造山诱发的岩石圈拆离和变形仍在进行，碰撞带岩石圈成为大陆内部热流会聚和岩浆活动的优选通道，诱发强烈的岩浆活动。

大陆碰撞作用指由于大陆从相互接触到拼合的所有作用，本篇讨论的碰撞造山作用只是其中的一种，下篇再讨论的大陆碰撞作用的其它类型。