青藏高原南部碰撞造山过程中的大陆地壳生长作用

龙晓平, 闫浩瑜, 舒楚天, 吴 宾, 王敬宇, 朱 喜

(1.西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西 西安 710069;2.中国科学院 广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室,广州 510640)

大陆地壳是地球区别于其他星球的重要特征,其形成演化是地球科学研究的热点之一[1-16]。尽管学界已经很好地建立了现今的大陆地壳的平均物质组成[17],可是由于大陆地壳漫长的演化历史和复杂的地域性差别,大陆地壳演化过程中一些重要的科学问题依旧没有解决。特别是大陆地壳的生长方式及生长机制,即:地幔物质如何进入大陆地壳并成为其中的一部分[3, 10, 18-22]。

青藏高原作为全球经典的陆-陆碰撞造山带,经历了早期的洋-陆俯冲到陆-陆碰撞,是现今还在碰撞、隆升的造山带,具有独特的构造演化过程,在地球科学研究中具有不可替代的地位[23-50]。青藏高原具有全球最厚的大陆地壳,分布有大量的碰撞前和碰撞后的中-酸性岩浆岩[24, 29, 34, 36-38, 44, 46, 51-100]。拉萨地体作为青藏高原重要组成部分,分布有大量的花岗质侵入岩(图1),即冈底斯岩基,记录了洋-陆俯冲到陆陆碰撞的过程[91-93, 99]。近同期的喷发相火山岩,即林子宗火山岩,形成于洋陆俯冲到陆陆碰撞的转换过程中,精确记录了印度-亚洲大陆碰撞的起始时间[20, 45, 69, 101-102]。近年来的研究揭示,青藏高原南部拉萨地体发育的冈底斯岩基和林子宗火山岩具有新生地壳的亏损同位素特征,其形成记录了碰撞前至碰撞后的深部动力学过程,为揭示碰撞造山带地壳生长过程及机制提供了绝佳的研究载体[23-25, 27-29, 31-32, 39-41, 56, 90, 103-107]。

图1 拉萨地体地质简图(据文献[108])Fig.1 Sketch geological map of the Lhasa terrane (from reference[108])

1 青藏高原地质概况

青藏高原被誉为“世界第三极”,整体位于我国西南部地区,介于东经75°～105°、北纬27°30′～40°之间,总面积约为240×104km2(图1)。青藏高原北以西昆仑山、阿尔金山、祁连山与塔里木盆地、河西走廊为界,向东毗连秦岭造山带,东南以龙门山、贡嘎山-大雪山与四川盆地、云贵高原相邻,西南部止于喜马拉雅山一带,是全球海拔最高(平均海拔可达到4 000m)、隆起时代最新、地壳厚度最大的高原[23-26]。据资料显示,青藏高原是显生宙以来由多个起源于冈瓦纳大陆的微陆块自北向南拼贴而成,以昆仑-阿尼玛卿缝合带、金沙江缝合带、班公湖-怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带为分界线划分为4个地质单元(图1),自北向南分别为松潘-甘孜地体、羌塘地体、拉萨地体和喜马拉雅地体[41]。

松潘-甘孜地体位于青藏高原的东北部,北以昆仑-阿尼玛卿缝合带与柴达木地体相邻,南以金沙江缝合带与羌塘地体相邻,东以龙门山构造带与华南地体相邻,总体呈三角形褶皱带[109]。松潘-甘孜地体绝大部分被三叠系浊积岩覆盖,仅在东部边缘发现有震旦纪-古生代地层和前寒武纪杂岩体,基底可能为黑云母片麻岩,其模式年龄为中元古代晚期[110]。另外,松潘-甘孜地体内部还广泛出露有花岗岩侵入体,呈面状分布,形成时代主要集中在三叠纪末到侏罗纪时期[111-113]。

羌塘地体位于青藏高原腹地,北以金沙江缝合带与松潘-甘孜地体相邻,南以班公湖-怒江缝合带与拉萨地体相连。羌塘地体东西两侧较窄,向西延伸到喀喇昆仑地区,向东延伸至三江地区,中部较宽约500 km,总面积达18×104km2[41]。羌塘地体分布有大量的三叠纪—侏罗纪的滨浅海相沉积和火山碎屑岩沉积,是我国最大的中新生代残留盆地[114]。关于羌塘地体内部存在的一条高压变质带(龙木措—双湖),部分学者认为此高压变质带是金沙江南向俯冲引起的羌塘地体的伸展而形成的变质核杂岩[115-116],也有学者认为此高压变质带是一条缝合带,并根据此缝合带把羌塘地体划分为北羌塘和南羌塘[117]。另外,在羌塘地体内部发育有大量的二叠纪—白垩纪岩浆岩和新生代的富钾火山岩[67],以及发育有少量的钙碱性火山岩[66]。

喜马拉雅地体位于印度板块和印度河-雅鲁藏布江缝合带之间,被藏南拆离系、主中央逆冲断裂和主边界逆冲断裂分为3个部分,自北向南分别为特提斯喜马拉雅、高喜马拉雅和低喜马拉雅[41]。特提斯喜马拉雅主要由特提斯海相沉积岩组成,地层发育齐全,包括有晚前寒武世—古生代及二叠—白垩纪沉积序列。高喜马拉雅出露有大面积的中-新元古代结晶基底、古生代高级变沉积岩和中新世淡色花岗岩,局部出现高压麻粒岩和榴辉岩[118],此外还发育有早古生代花岗岩[119]。低喜马拉雅在地形上是相对最低的构造单元,主要由前寒武碎屑沉积岩、变沉积岩和古生代、中生代沉积岩组成[120]。

拉萨地体也称冈底斯带,位于班公湖-怒江缝合带和印度河-雅鲁藏布江缝合带之间,东西延伸约2 500km,南北宽100km～300km,面积达45×104km2,西部以喀喇昆仑走滑断裂为界与拉达克-科希斯坦地体相接,东部绕过东构造结并入三江造山带[24, 121]。拉萨地体将会在下面着重介绍。

青藏高原的形成经历了3个主要阶段:古特提斯阶段、新特提斯阶段、印度-欧亚大陆碰撞与青藏高原的最终形成阶段。金沙江-澜沧江-怒江流域(三江地区)是我国古特提斯记录最为完整的区域,而青藏高原则是新特提斯记录最完整的区域。青藏高原新特提斯大洋主要由班公湖—怒江洋盆和雅鲁藏布江洋盆构成,洋盆打开的时间一致不晚于晚三叠世,而碰撞、闭合的时间有所不同[122-123]。近年来,越来越多的证据认为青藏高原的构造-岩浆事件可划分为:碰撞前(>65 Ma)、碰撞期(65～45 Ma)和后碰撞(<45 Ma)3个阶段[25, 122]。关于青藏高原的形成,目前大家比较认可的是由新特提斯洋板片向北俯冲和印度-亚洲大陆沿着雅江缝合带碰撞到这青藏高原的隆升[75, 124]。

2 拉萨地体的地质特征

拉萨地体夹持于班公-怒江缝合带与印度-雅鲁藏布江缝合带之间[41, 44, 125-126]。它是一条东西长约2500km,南北150km～300km的超大型的岩浆-构造带[20, 40, 68, 76-77, 79, 127]。基于地层和蛇绿岩的分布特征,拉萨地体分别被狮泉河-纳木错混杂岩带和洛巴堆-米拉山断裂带划分为3个亚地体,即:北拉萨、中拉萨和南拉萨地体[44, 125-126]。拉萨地体地壳呈现了两边年轻中间老的特征,北拉萨和南拉萨的地壳是年轻的,而中拉萨地体具有元古代—太古代的结晶基底[44, 125, 128]。北拉萨地体缺乏前寒武的结晶基地,区域出露最老的沉积地层为中-晚三叠纪的板岩、砂岩和放射虫硅质岩[26]。在这地层之上出露有中晚侏罗的粗-细粒碎屑岩,两个地层之间是不整合的关系[44, 125-126, 128]。在侏罗纪的地层之上连续沉积了早白垩的板岩、粉砂岩和灰岩,在这之间夹有大量的火山岩[44, 125, 128],在这些地层之上沉积了一套晚白垩陆源磨拉石[26, 129-130]。中拉萨地体曾经是个微陆块拼贴到南北拉萨亚地体上,这个微陆块包含了元古代—太古代的基底岩石,在这些基底岩石上沉积有石炭—二叠纪的变质沉积岩,这些变沉积岩中包含了弧火山岩和大量的冰渍岩。在这些沉积地层之上又沉积了晚侏罗—早白垩的沉积岩,这些沉积岩与大量的火山岩和少量的奥陶纪—三叠纪的灰岩互层[131]。南拉萨地体的前寒武基底岩石出露于该地体的东部。而火山-沉积岩盖层序列主要是晚石炭—三叠纪碎屑沉积岩和大量的火山岩,这些火山-沉积岩大部分局限于该地体的东部。晚侏罗—白垩纪火山-沉积岩地层主要包含砂岩、板岩、灰岩和泥岩[131]。

拉萨地体包含了两大地质单元(图1),这两大地质单元为冈底斯岩基和林子宗火山岩序列,这两大地质单元主要局限于南拉萨地体[20, 40, 44, 69, 76-77, 79, 102, 105, 125-126, 132-133]。广泛出露的冈底斯岩基主要为一套晚三叠—早第三纪的钙碱性中酸性闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩,这些花岗质岩石记录了大洋俯冲-陆陆碰撞的过程[40, 76-77, 79, 106]。晚白垩之前的冈底斯花岗质岩石形成于一个安第斯型俯冲增生造山系统,随后印度-亚洲陆陆碰撞导致了大量碰撞相关的花岗质岩基和广泛的林子宗火山岩序列的侵位和喷发[20, 40, 69, 76-77, 79, 102, 105, 134]。这些冈底斯花岗质岩石具有两个峰期的岩浆活动,分别为晚白垩世(95～85 Ma)和始新世(52～48 Ma)[75, 85, 91-93, 99, 135-138], 其他时期的花岗质侵入岩主要为晚三叠世、早侏罗世和早白垩世[77, 79, 98, 107, 128, 139-142],冈底斯花岗岩的形成蕴含了新特提斯洋的整个演化过程,由初始的俯冲—成熟的俯冲—大洋的消失,整个过程涉及了不同的动力学过程,板片回撤、脊俯冲和板片断离。这些特殊的动力学过程造成了地幔物质的上涌导致壳幔的相互作用[98, 139, 140-142, 143]。

林子宗火山岩构成了拉萨地块的另一主要单元(图2),其形成的时代主要为65～40Ma,即所谓的印度-亚洲碰撞的同碰撞期[20, 69, 82, 144]。该套火山岩序列西到狮泉河，东到拉萨地区冈底斯弧分布,总的厚度达到5 000m。该套火山岩不整合的沉积在强烈褶皱化的晚白垩世和更老的海相沉积地层上,但又被渐新世的红层不整合覆盖,这在地层上约束了林子宗火山岩序列的喷发时间,该火山岩序列与下覆的晚白垩系之间的不整合接触被广泛认为是印度-亚洲碰撞的主期[20, 69]。林子宗火山岩记录了新特提斯洋壳俯冲、印度板块与欧亚板块碰撞过程的大量信息[20, 145]。早期研究认为林子宗火山岩主要为一套晚白垩—早始新世[65～45 Ma]的中酸性火山岩,根据岩性的不同及其接触关系,林子宗火山岩从下而上被划分为三个组,即下部典中组、中部年波组、上部帕那组[20, 52, 69]。典中组厚度大约为2 400m,其组成岩性主要为底部的流纹质凝灰岩、中部的安山质熔岩和上部的安山质凝灰岩夹杂红色的碎屑岩,该套火山岩被镁铁质岩墙所侵入[20, 69]。典中组形成的时代主要为69～60Ma[102, 144, 146-151]。中部年波组厚度大约为700m,该组包含了大约500m厚的沉积岩序列,即灰岩、泥质灰岩和凝灰质砂岩和页岩,也包含了大约200m厚的互层的熔岩流。年波组火山岩主要为流纹质熔岩/凝灰岩、钾玄质粗面安山岩以及同期的辉绿岩和钾玄质岩墙,该组形成的时代主要为55Ma[82, 144-145, 147-148, 151-153]。上部帕那组厚度超过2 000m,其主要组成为流纹质凝灰岩和熔岩,这些熔岩被同期的火山质流纹质和钾玄质岩墙所侵入,其形成的时代大约为50Ma[82, 101, 144-145, 147-148, 151, 154]。

3 碰撞前冈底斯花岗岩与地壳生长

在汇聚板块边缘,大陆地壳往往由于弧岩浆作用造成其显著的生长,这些弧岩浆岩往往是多源的,包括了地幔楔、俯冲洋壳及其上覆沉积物、岩石圈地幔,这些物质发生熔融形成的岩浆底侵于大陆地壳造成生长[124, 155-156]。

冈底斯带指分布于班公湖-怒江缝合带与印度-雅鲁藏布江缝合带之间的岩浆岩带[26, 44],它自北向南依次可划分为北、 中、 南3个亚带[25, 75]。 冈底斯岩浆岩带的主体为南冈底斯带, 以出现大规模的初生陆壳为特征。 南冈底斯带大量发育岩浆活动,岩浆期次主要为三叠—侏罗世、 早白垩—晚白垩岩世以及晚古近纪—始新世的花岗质岩基(图3), 出露的侵入岩的锆石多具有正的Nd-Hf值以及年轻的模式年龄(图4), 指示这些具有正的同位素组成的岩浆主要起源于地幔[24-25, 44, 75, 91-93, 99, 124, 135-138, 142, 157]。这些三叠-侏罗岩浆岩主要为角闪辉长岩、二长岩、花岗闪长岩以及花岗岩,这些岩浆岩在区域出露较多[79, 44, 136, 139, 142]。这些岩浆岩具有亏损的同位素组成,这指示了地幔来源的岩浆侵入到拉萨大陆地壳中促进了其大陆地壳的生长[44, 79, 136, 139, 142, 157]。白垩纪岩浆岩主要集中在晚白垩世,这期岩浆岩在区域上出露规模较大,研

图2 林子宗火山岩主要岩性端元和化学组成(引自文献[69])Fig.2 The lithological unites and geochemical composition of the Linzizong volcanic sequence (from reference[69])

究也较成熟,其岩性组成主要为辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩。这期岩浆岩也包含了大量的埃达克质侵入岩,这些岩浆岩的同位素组成也基本是亏损的,其形成的过程中有不同物质参与了反应,包含了地幔楔橄榄岩、岩石圈地幔橄榄岩、新特提斯洋壳等,这些组成熔融形成的岩浆侵入到大陆地壳中促进了拉萨大陆地壳的生长[76-77, 79, 91-94, 135, 137-138, 158-165]。对于在俯冲增生造山过程中拉萨地壳的生长,近几十年来有大量的研究,这些研究主要结合同位素的组成来探讨在俯冲带大陆地壳的生长过程[76-77, 79, 91-94, 135, 137-138, 158-165]。大规模晚白垩岩浆岩的形成的动力学背景目前为止争议较大,主要划分为3个:①正常角度俯冲—平板俯冲[76, 164];②低角度俯冲—板片回撤[91-93, 135, 158, 160-161, 165];③洋脊俯冲[94, 137-138, 159, 166]。不管是晚白垩岩浆岩形成于哪种动力学背景,地幔来源的岩浆底侵入到拉萨大陆地壳,成为大陆地壳的组成部分,造成了拉萨大陆地壳的生长。在幔源岩浆侵入的大陆地壳并造成拉萨大陆地壳生长的过程中,拉萨大陆地壳也会受到幔源来源热的侵蚀导致拉萨大陆地壳发生重熔[76, 138, 158]。三叠纪—晚白垩纪岩浆作用为新特提斯洋俯冲阶段,指的是初始俯冲到成熟俯冲的过程,这与碰撞过程中形成的冈底斯花岗岩是有区别的[75, 124]。这期间形成的岩浆岩要么是来源于俯冲洋壳部分熔融,要么是被交代的地幔楔熔融,要么是新生的玄武质地壳熔融[24-25, 44, 75, 91-93, 99, 124, 135-138, 142, 151, 157]。无论是来自于交代的地幔楔熔融还是俯冲的洋壳熔融,其形成的岩浆底侵于拉萨地体的大陆地壳之中并显著促进了大陆地壳的生长。

图3 冈底斯带岩浆岩形成年龄分布图(引自文献[124])Fig.3 The age distribution of magmatic rocks in the Gangdese belt (from reference[124])

综合前人研究,从三叠纪新特提斯洋开始俯冲到晚白垩这漫长的地质过程中,拉萨大陆地壳受到了多次的生长事件,主要为三叠纪—侏罗纪和晚白垩两期,这两期岩浆岩对拉萨地体大陆地壳的生长发挥了重要作用(图4)。

4 碰撞过程中的冈底斯花岗岩与大陆地壳生长

传统观点认为大陆碰撞过程只是导致地壳重融和再造,没有地壳生长,或即使有也是只是少量的地壳生长[167-168]。然而，近些年随着研究的深入,越来越多的地质学家认为大陆碰撞造山过程中也会造成显著的大陆地壳生长[20-21, 169-172]。如同碰撞时期形成的岩浆岩,很多都具有较高的εHf(t)值特征,并且这些岩石的成分可以与整体大陆地壳成分(BCC)对比[20, 170-172]。这表明大陆碰撞造山过程也可能和大陆地壳生长有密切联系。

分布在拉萨地体之上的冈底斯岩基中,大部分与印度-亚洲碰撞相关的花岗岩也具有亏损的εNd(t)和εHf(t)值(图4),暗示碰撞过程中可能有地壳生长。并且冈底斯岩浆活动峰期在古新世-始新世(65～41 Ma)[45, 79],即同碰撞阶段。另外,在此阶段形成的岩浆岩中与俯冲相关的岩浆岩不同,在前者中有大量的镁铁质包体[25, 44, 53-54, 68-69, 75, 141, 146, 173],其岩性组成主要为辉长岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩和二长花岗岩。但是在此阶段形成的岩浆岩的成因解释较多,有人认为是交代的富集地幔源部分熔融且经历了一定的分离结晶[136],或是岩浆混合的产物[24-25, 54, 99, 174-175],也有人认为是角岩相的残余洋壳部分熔融经历不同程度分离结晶形成[21]。无论这期岩浆岩形成于哪种方式,地幔熔融、或壳幔混合、或俯冲板片熔融,这期岩浆岩总体具有亏损同位素组成,指示了一定的地幔或洋壳物质对拉萨地体大陆地壳的生长的贡献。

图4 冈底斯带岩浆岩锆石Hf同位素随年龄分布图(引自文献[44])Fig.4 The Hf isotopic variation of zircons from magmatic rocks in the Gangdese belt (from reference[44])

我们最近对南拉萨地体仁钦则侵入杂岩开展锆石 U-Pb 定年表明其形成时代为50～46 Ma,为典型的同碰撞时期产物[99]。仁钦则侵入杂岩中的花岗质岩石和闪长质包体中的不平衡结构,针状磷灰石、反环带斜长石、辉石和斜长石的骸晶,以及主微量元素在P2O5-SiO2图和比值图中呈混合趋势分布,表明它们形成于壳源和幔源岩浆的混合过程。为了分析壳源属性,我们搜集了南拉萨地体仁钦则附近区域(88°E～91°E)的晚三叠世以来的侵入岩的Sr-Nd同位素和其锆石的Hf同位素,并绘制了εNd(t)-t和εHf(t)-t图(图5)[99]。从图中可以看出,仁钦则花岗质岩石的εNd(t)和εHf(t)值都比俯冲阶段新生地壳物质的εNd(50 Ma)和εHf(50 Ma)的下限都低,这表明贡献这些花岗质岩石的主要地壳组分不是新生地壳物质,而是拉萨地体上更老的地壳物质。二元混合模拟计算揭示这些花岗岩的地幔物质的贡献比例超过40%。考虑到整个冈底斯岩浆带上的同碰撞时期的花岗质岩石中都含有大量的镁铁质包体以及前对这期岩浆岩的研究,它们很可能都是岩浆混合作用形成的[53-54, 69, 98, 173-174]。

为了进一步证明这一猜想,我们搜集了冈底斯带88°E到91°E这一段地体(谢通门-拉萨段)前人发表的73个Nd同位素数据,超过2 000个锆石Hf同位素和锆石年龄数据。有意思的是,与新特提斯洋俯冲阶段相关的侵入岩相比,～50 Ma的侵入岩具有范围非常大的εNd(t)和εHf(t)范围(图5),而且在～50 Ma 时突然变化。最低的εNd(t)和εHf(t)值都超出了俯冲过程中形成的岩浆岩同位素组成演化到～50 Ma 的值,这说明俯冲过程中形成的新生地壳物质重熔再造不能形成这些岩石。这些具有如此富集εNd(t)和εHf(t)值的样品肯定是有富集端元的物质贡献。同时最高的εNd(t)值也超过了代表新生地壳物质的演化区域,并且接近亏损地幔同位素组成,指示有地幔物质的加入。而且,当把整个冈底斯带同碰撞侵入岩(65～40 Ma)集的 Sr-Nd 同位素投到εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图(图6)中我们发现,这些数据基本上是沿着仁钦则镁铁质岩墙和桑桑地壳麻粒岩包体为端元的二元混合线上[53-54, 173, 176]。这些证据都支持整个冈底斯带的同碰撞侵入岩是富集的壳源熔体和亏损的幔源熔体混合形成的这一解释。根据二元混合计算显示,这些岩石的地幔物质的贡献比例介于35%到90%之间,而大多数样品的地幔物质贡献比例超过 50%[99]。通过锆石 Hf-O同位素计算(图6)得到相似的结果,可以看出,这些同碰撞时期的侵入岩地幔物质贡献至少为 35%,大部分岩石的地幔物质贡献大于 50%。该结果也与Zhu等[44]得出的结果相近。

图5 冈底斯岩基88°E～91°E段上侵入岩的εNd(t)-age和εHf(t)-age图(引自文献[99])Fig.5 εNd(t)-age and εHf(t)-age plots for the magmatic rocks in the Gangdese belt between 88～91°E (from reference[99])

图6 冈底斯岩基同碰撞侵入岩的εNd(t)-(87Sr/86Sr)i和锆石εHf(t)-δ18O简单二元混合模拟(引自文献[99])Fig.6 εNd(t)-(87Sr/86Sr)i plot and simple two endmembers mixing model of εNd(t)-δ18O for the sys-collisional intrusive rocks in the Gangdese belt (from reference[99])

冈底斯岩浆岩带几乎在整个南拉萨地体地体上都有分布,而且前人研究发现冈底斯岩浆带的岩浆活动峰期在 65 ～ 41 Ma(即同碰撞时期)[79, 177],因此同碰撞期的侵入岩的体积是相当巨大的。但冈底斯带65～40 Ma的岩浆岩幔源岩浆加入的地球动力学背景有两种不同的模型,分别是:①新特提斯洋板片的回撤和断离[45, 79, 82, 144, 178-179];②碰撞后未断离的新特提斯洋壳在角闪岩相部分熔融形成安山质熔体底侵于南拉萨地体中[20-21]。越来越多的研究证明前者似乎更合理[45, 99, 178]。而且这一期的侵入岩至少有 35%的地幔物质贡献,说明在同碰撞时期的大陆地壳生长量也是相当可观的。

Mo等[69]假设碰撞前地壳厚度为～35 km,根据地球化学和地震资料中估计,在碰撞作用诱发下的地幔物质对拉萨地体输入的地壳净增厚贡献约为40%(～15 km厚)。最近,Zhu等[75]认为在板片回撤和断离过程中岩浆通过底侵作用增加了冈底斯地壳约20 km。因此,同碰撞期可能是南拉萨地块主要的地壳生长阶段[75]。

5 林子宗火山岩与地壳生长

据目前古地磁及沉积等方面的研究进展,印度与亚洲板块初始碰撞的时间为65～55 Ma[45, 49, 75, 123, 180-184]。林子宗火山岩在拉萨地体内呈东西向展布(>1 000 km),其形成时间跨越了印度-欧亚初始碰撞时间,被认为是一套同碰撞的火山岩,记录了新特提斯洋壳俯冲、印度板块与欧亚板块碰撞过程的大量信息[20, 145],一直受到大量学者的关注和讨论[20-21, 69]。

前人近几十年来对于遍布在整个冈底斯带的巨厚林子宗火山岩的年代学、地球化学以及岩石成因等方面做了大量的研究[20-21, 52, 69, 82, 101-102, 144-145, 148-149, 151-154, 179, 185]。虽然说近半个世纪以来对于亚洲-印度板块碰撞的时限问题依然没有统一的认识,但是对于林子宗火山岩的形成,前人把这套火山岩形成的时期归为主碰撞期或软碰撞阶段,这个时期印度板块和亚洲碰撞开始提斯样并没有消失依然在继续俯冲[20, 27-28, 69, 82, 144]。早期研究认为林子宗火山岩主要为一套晚白垩—早始新世(～65～45 Ma)的中酸性火山岩[20, 24, 69, 82, 144-145, 186-187]。早期形成的林子宗火山岩具有弧岩浆岩的性质,可能与残留的新特提斯洋部分熔融相关,晚期形成的林子宗火山岩是在陆内环境下形成的[55, 145]。此后研究显示,林子宗火山岩喷发于～69～43 Ma期间并呈现向南的迁移特征,其火山活动峰期为～50 Ma,峰期火山岩呈现由低钾拉斑质向钙碱性-钾玄质转变的特征,可能与俯冲的新特提斯板片的回撤和断离有关[82]。这一解释与达孜地区东西向展布的中-基性岩墙所记录的南北向伸展背景一致[188]。Lee et al[144]的进一步研究揭示林子宗火山岩峰期岩石组合非常复杂,不局限于中酸性火山岩,可以划分出5个不同成因系列:普通钙碱性组合、低钾低稀土组合、钾玄质组合、高稀土组合、高演化酸性组合,分别对应地幔楔、软流圈、交代岩石圈、新生下地壳和拉萨地块基底岩石的部分熔融。

林子宗火山岩从下部典中组到上部帕那组岩性存在较大的变化因此有着不一样的地球化学特征,从主量元素来看,典中组-年波组-帕那组分别向中钾钙碱性-高钾钙碱性到钾玄岩-高钾钙碱性及钾玄质系列过度的地球化学特征;微量元素特征为早期的典中组火山岩主要显示为弧火山岩特征,随着时间的变化,年波到帕那组逐步显示为陆内或板内火山岩地球化学特征[182]。莫宣学等[145, 182]认为林子宗火山岩具有俯冲的新特提斯样壳、大陆岩石圈地幔以及大陆地壳同位素组成的三元Sr-Nd-Pb混合趋势同位素特征。从下部典中组到中部年波组到上部帕那组虽然岩性差异较大,早先年认为它们同位素组成是相似的,这指示了林子宗火山岩来自于同一源区[20, 69]。但是这些年通过对林子宗火山岩系统的研究和对比认为从下部典中组到中部年波组再到上部帕那组同位素组成是不一样的,从底部到上部同位素组成有越来越富集的趋势,这可能指示了地壳成分占比越来越大[150]。这套东西分布的火山岩在同位素组成上也是有差异的,西部分布的火山岩具有的同位素特征比东部的火山岩同位素组成更富集,因此一些研究指出冈底斯带地壳组成具有差异性,并非都是由新生地壳组成[150]。根据地球化学特征,对于这套火山岩的成因机制主流观点认为新特提斯洋板片及其上覆沉积物在角闪岩相熔融形成,而中上部的年波组和帕那组是由先前形成的典中组重融形成[20, 69]。也有一些其他的观点认为林子宗火山岩是来自于俯冲带的地幔源区基性岩浆和地壳源区酸性岩浆混合形成[185]或地幔楔部分熔融形成,岩浆在上升的过程中受到了地壳不同程度的混染[179],以及岩石圈地幔及其下地壳熔融[101]。

无论林子宗火山岩来自于洋壳熔融、地幔楔熔融、幔源岩浆和壳源岩浆混合、岩石圈地幔及其下地壳熔融还是混杂岩熔融,它都具有亏损地幔的同位素组成,指示了地幔来源的岩浆侵入拉萨地体大陆地壳,并引发了显著的地壳生长。Mo et al[20]根据Sr-Nd同位素的组成模拟计算得出林子宗火山岩中地幔的组分占70～90% (安多片麻岩为地壳端元,雅鲁藏布江MORB为地幔端元),这指示了大量的地幔岩浆进入地壳促进了地壳的生长(图7)。这个观点直接证实了碰撞造山带是大陆地壳生长得理想场所[20-21, 69, 102, 170, 172]。这跟典型的中亚造山带地壳生长模式类似,中亚造山带地壳就是一系列陆陆或弧陆碰撞导致其显著的地壳生长[189]。

图7 林子宗火山岩Sr-Nd同位素组成 (引自文献[102])Fig.7 The Sr-Nd isotopic compositions of the Linzizong volcanic sequence in the Gangdese belt (from reference[102])

南拉萨地体不仅仅出露大规模的林子宗火山岩,也出露其他时期的火山岩,包括了中晚三叠、早侏罗、早白垩、晚白垩的火山岩,这些火山岩虽没有林子宗火山岩规模巨大,但是不可忽略这些火山岩对拉萨大陆地壳生长的贡献,这些火山岩的同位素组成是正的且主要来源于地幔楔部分熔融[128, 138, 140, 190-191]。总之,林子宗火山岩和其他时期形成的火山岩对拉萨大陆地壳的生长起到了不可磨灭的作用。

6 大陆地壳生长机制

大陆地壳是地球历史演化的记录,见证了地球演化和生长的过程[192],但是关于大陆地壳的生长机制一直是地质学家关注和讨论的热点[9, 193-194]。已有研究表明,大陆地壳的总体成份为“安山质”[2, 195],具有岛弧岩浆岩的地球化学特征,以富集大离子亲石元素(如:Ba, Rb, Cs, K和Pb)和亏损高场强元素(如:Nb,Ta和Ti)为特征[17, 196]。正是由于这些“岛弧型”地球化学特征,一些学者提出大陆地壳形成的“岛弧模式”,认为大陆地壳是通过俯冲带岩浆作用形成[1],并被此后的研究广泛接受[17, 197-198]。尽管这一观点可以很好地解释大陆地壳的“岛弧型”地球化学特征,但却无法合理解释以下3个基本的地质观察现象[10, 20-21, 170-171, 199-200]:①大陆地壳为“安山质”而俯冲带岩浆成份更基性。俯冲带岩浆主要由俯冲板片脱水导致的地幔楔部分熔融形成,因而其初始的岩浆成份为玄武质,并以低硅高镁为特征[201],完全不同于大陆地壳“安山质”的组成及其高硅低镁的特征[2, 17]。②岛弧体系陆壳物质的生长与俯冲消减总体平衡,与地质演化过程中大陆地壳总量的显著增长不一致。大量的模拟显示,显生宙以来岛弧地区大陆地壳物质的生长速率与俯冲带消减进入地幔的物质速率基本一致[202-203]。③岛弧岩浆岩显著富Sr,而大陆地壳则明显亏损Sr[171]。

鉴于上述矛盾,此后逐渐出现了一些修正版的大陆地壳形成“岛弧模式”,如:岛弧深部镁铁质组分拆沉[204]、早期形成的俯冲板片部分熔融形成的长英质岩石与后期幔源岩浆的同化混染或岩浆混合[205]、岛弧俯冲物质的堆叠[206]。尽管这些修正模型有不同程度的进步,但仍旧存在一些无法解释的基本地质现象[21, 207],如:含石榴子石榴辉岩相的拆沉将不可避免的导致岛弧熔体强烈亏损重稀土元素,这与平均大陆地壳特征不一致[10];地质演化过程中大陆地壳呈现显著的幕式生长特征且总量显著增加,说明俯冲带并非大陆地壳生长的唯一关键地区[3, 208]。

对此,近年来一些新的大陆地壳形成观点被提出来,如:①年轻的俯冲洋壳或加厚的洋壳部分熔融[208-209]；②地幔柱相关熔体[7, 19]；③)弧-陆碰撞拼贴[6]。太古代石英闪长岩-英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩组合 (TTG岩系)是目前已知最早的大陆地壳记录,其地球化学特征类似现今的埃达克岩[209]。已有研究揭示,TTG岩系是年轻的俯冲洋壳或加厚洋壳的部分熔融[4, 208]。TTG岩系强烈亏损重稀土(HREE),然而现今大陆地壳并不具有这样的地球化学特征,说明至少显生宙的大陆地壳不是由这一机制主导形成[21]。地幔柱相关熔体主要为玄武质岩浆岩,具有洋岛玄武岩(OIB)的地球化学特征[210],明显不同于大陆地壳“安山质”的特征,显示地幔柱也不是大陆地壳形成的主导机制。弧-陆碰撞主要导致大陆地壳的水平侧向增生,如中亚造山带[211-214],大陆地壳总量的增长并不显著[215]。

传统观点认为，碰撞过程中陆壳主要发生重融和改造作用,地幔物质实质上没有进入地壳或者即使有也只是少量地幔物质的加入,地壳生长作用不显著[167-168, 211]。近年来随着造山带研究的深入,国内外学者陆续发现陆-陆碰撞造山过程中形成的大量长英质岩浆岩具有亏损的Nd-Hf同位素特征,指示碰撞造山过程中可能有大量的地幔物质进入地壳并造成了显著的大陆地壳生长[20-21, 69, 169]。据此,一些学者提出碰撞造山带是大陆地壳净生长的一个主要地区,指出同碰撞期间大洋地壳的部分熔融可以形成类似大陆地壳平均组成的安山质岩石,如青藏高原冈底斯花岗岩带[20-21, 69, 99, 102, 171]、东昆仑造山带早侏罗世花岗岩带[170, 216]、祁连山造山带[22, 207, 217]。这一观点认为在碰撞造山过程中,早期的洋壳被卷入造山带底部发生角闪岩相变质并部分熔融形成同造山的“安山质”新生大陆地壳。尽管这一模型可以很好地解释新生大陆地壳的“安山质”地球化学特征,并能在地质演化时间上与超大陆的汇聚结合起来解释大陆地壳形成的幕式特点,但是这些洋壳如何卷入造山带底部、其动力学机制及过程等关键科学问题却并不清楚。

图8 碰撞造山带混杂岩底辟熔融导致大陆地壳生长示意图(修改自文献[218-219])Fig.8 A model of continental crust growth in collisional orogenic belt caused by melting of mélange diapir (modified from references[218-219])

由于洋壳的拖拽,两个大陆板块碰撞开始时早期的洋壳的俯冲作用并未停止,俯冲的大洋板片会在地幔中残留一段时间,甚至很长时间。最近,我们注意到在俯冲带混杂岩底辟熔融可以形成弧岩浆岩[218-222]。混杂岩熔融模型形成弧岩浆岩目前已经很好地被实验岩石学和地球化学方法所证明[218-222]。Mo et al[20, 69]解释林子宗火山岩典中组为俯冲的新特提斯洋板片及其上覆沉积物在角闪岩相形成。而我们结合元素和同位素证据阐释了林子宗火山岩下部典中组安山岩更可能是由混杂岩底辟熔融而形成,这个岩石成因观点和全球各个大陆边缘弧岩浆岩是由混杂岩底辟熔融形成的观点是一致的[102]。因此,我们提出混杂岩底辟熔融可能是碰撞造山带大陆地壳生长不可忽视的一种潜在新机制(图8)。这里所定义的混杂岩为由大洋板片玄武岩、大洋沉积物和地幔楔橄榄岩三部分组成,这些组分在俯冲隧道机械混合形成均匀的混杂岩,这些混杂岩底辟熔融形成了典中组安山岩。这与传统的被流体或溶体交代地幔楔熔融模型相反,混杂岩底辟熔融强调了是三组分先机械混合然后熔融[102, 218-222]。

7 结 语

碰撞造山过程不同于俯冲增生过程,相关大陆地壳生长作用近年来受到了国内外学者的关注。随着碰撞造山过程研究的不断深入,经典碰撞造山带地区壳幔岩浆作用将越来越清晰明朗并最终实现完全定量化,这必然促进碰撞过程大陆地壳生长过程和生长速率的研究。相信随着国内外学者对于青藏高原南部地区的持续研究,在不远的未来碰撞造山过程中大陆地壳的生长机制终将被清晰揭示。

由于作者水平有限,难以全面评述前人已经取得的进展,文中不当之处敬请批评指正!

致谢: 感谢审稿专家和编辑部在本文修改过程中提出的建设性意见和建议!感谢过去五年期间中国科学院广州地球化学研究所王强、袁超研究员给予的科研项目和野外工作的帮助。