楊文采, 于常青

大地構造與動力學國家重點實驗室, 中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所, 北京, 100037

內(nèi)容提要：根據(jù)近年來全球地殼上地幔探測的成果，分析了大陸碰撞造山作用過程。在大地構造物理學中，演化重建的基礎為地殼上地幔探測結(jié)果和宏觀物理學定理，方法為巖石圈結(jié)構模型的解構。大陸碰撞使洋陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈正式拼入大陸板塊，造成大陸的增生。阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶在碰撞前陸緣廣泛發(fā)育有洋—陸轉(zhuǎn)換帶，這種碰撞稱為裙邊碰撞。由于比較松軟的洋陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈夾在中間，裙邊碰撞時不發(fā)生典型的剛性碰撞和反彈，碰撞產(chǎn)物中常見蛇綠巖套及泥礫混雜堆積，少見超高壓變質(zhì)巖片的折返。大別—蘇魯碰撞造山帶在碰撞前洋—陸轉(zhuǎn)換帶不發(fā)育，這種碰撞稱為裸碰撞。裸碰撞屬于剛性碰撞，碰撞時發(fā)生反彈，碰撞產(chǎn)物中少見蛇綠巖套及泥礫混雜堆積，常見超高壓變質(zhì)巖片的折返。裸碰撞后的反彈為超高壓變質(zhì)巖片的折返創(chuàng)造了條件。裙邊碰撞和裸碰撞的作用過程都可分為四期，第一期為碰撞前期，第四都為后造山期。裙邊碰撞和裸碰撞的不同在于，第二期主碰撞期裙邊碰撞沖撞大陸板塊沒有明顯反彈，第三期陸—陸俯沖期超高壓變質(zhì)巖片折返不明顯。造山后期是碰撞造山過程逐漸停息期，即兩大陸板塊間的應力從擠壓轉(zhuǎn)化為拉張的階段。這時兩大陸板塊之間有了共同的一個旋轉(zhuǎn)極，但是碰撞造山誘發(fā)的巖石圈拆離和變形仍在進行，碰撞帶巖石圈成為大陸內(nèi)部熱流會聚和巖漿活動的優(yōu)選通道，誘發(fā)強烈的巖漿活動。

1 導言

本文討論大陸增生的第二階段，即洋陸轉(zhuǎn)換之后的大陸碰撞造山作用過程。由于不同專業(yè)使用的詞匯有別，容易混淆，本文遵從板塊構造學說，用詞遵從美國固體地球物理百科全書(James, 1989)的定義。例如，大陸碰撞作用指由于大陸從相互接觸到拼合的所有作用，本篇討論的碰撞造山作用只是大陸碰撞作用中重要的一類。下篇再討論的大陸碰撞作用的其它類型。

圖1 南歐及土耳其地區(qū)造山帶分布示意圖(引自Smith & Woodcock,1982)Fig. 1 Distribution of orogenic belts in southern Europe and western Asia 造山帶以灰色顯示，阿爾卑斯(Alps)的東延經(jīng)希臘半島轉(zhuǎn)入土耳其南部。穿過Alps的細黑線為示如圖2的剖面的大致位置black line indicates position of a profile cross Alps as shown in Fig. 2

上一篇評述分析了大洋板塊俯沖和洋—陸轉(zhuǎn)換作用過程(楊文采, 宋海斌, 2014)。 洋—陸轉(zhuǎn)換作用的最后階段與大陸碰撞作用的早期階段常常是重合的, 分不開的。以地中海為例，作為特提斯洋的殘留巖石圈，很難確定它現(xiàn)在屬于歐亞板塊還是大陸碰撞作用的早期階段，即現(xiàn)在是處于洋—陸轉(zhuǎn)換作用的最后階段還是非洲板塊。洋—陸轉(zhuǎn)換帶的地殼上地幔結(jié)構為大洋和大陸巖石圈的過渡和混合。在固體地球系統(tǒng)中洋—陸轉(zhuǎn)換帶要將大洋巖石圈物質(zhì)轉(zhuǎn)化為大陸巖石圈物質(zhì)，促使大陸增生，這個過程至少也要幾千萬年才能完成。建立了洋—陸轉(zhuǎn)換帶只是完成了大陸增生作用的第一階段，把洋—陸轉(zhuǎn)換帶轉(zhuǎn)化為大陸還需要后續(xù)的大陸碰撞和地體拼合作用。板塊構造學說認為(Davis et al., 1983; Miller, 1983; James, 1989; Moores and Twiss, 1995; Jolivet and Hataf, 2001; Stern, 2002; Rogers, 2004)，大陸碰撞帶是板塊會聚邊界的一種類型，是大洋封閉的產(chǎn)物，即大洋板塊俯沖消亡后，大陸板塊繼續(xù)移動造成陸殼碰撞擠壓的結(jié)果。地中海是寬闊的特提斯洋 (即古地中海)經(jīng)過長期發(fā)展演化的殘留部分，代表特提斯大洋發(fā)展的終了期；印度次大陸和非洲板塊長期北移，最后和歐亞板塊相撞，形成了巍峨的阿爾卑斯—喜馬拉雅造山帶，它是世界上最典型的大陸碰撞造山帶?，F(xiàn)在的問題是，如何根據(jù)現(xiàn)今地殼探測的結(jié)果恢復大陸碰撞和造山帶形成演化的全過程？大陸碰撞作用如何把洋—陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈轉(zhuǎn)化為大陸巖石圈，促進大陸增生？為什么有的大陸碰撞帶內(nèi)沒有見到碰撞同期的洋—陸轉(zhuǎn)換帶的殘骸，而見到碰撞同期的超高壓變質(zhì)巖體或其它特殊構造？這些問題都還沒有得到完美的答案。因此，研究大陸碰撞仍舊是今后固體地球科學的一個重要任務。本文分上下兩篇根據(jù)地殼上地幔探測結(jié)果，重點討論陸—陸碰撞造山帶各種類型的形成演化過程，力求對主要的陸—陸碰撞造山作用形成演化機制有一個比較全面的了解。

大陸碰撞作用把洋—陸轉(zhuǎn)換帶壓縮抬升為大陸，形成了地殼縮短加厚變形劇烈的大陸巖石圈，即大陸碰撞帶。大陸碰撞帶是大陸巖石圈內(nèi)的一種大地構造單元，代表顯生宙期間封閉大洋的殘留區(qū)域。例如，特提斯大陸碰撞帶，就是特提斯構造域中亞歐板塊與印澳—非洲板塊碰撞的產(chǎn)物和涉及的區(qū)域。洋—陸轉(zhuǎn)換和大陸碰撞這兩種作用前后接續(xù)，完成了大陸增生的前期過程。但是，由于大陸巖石圈邊緣的形狀是很不規(guī)則的，大洋封閉時凸出的部位首先發(fā)生大陸碰撞，凹入的部位可以始終不發(fā)生碰撞。例如，200 Ma 前古特提斯洋封閉時，雖然在高加索發(fā)生了強烈的大陸碰撞造山，兩邊的里海和黑海至今仍然沒有碰撞造山，可見大陸碰撞帶內(nèi)碰撞作用有多種不同類型，需要分別研究其作用過程的區(qū)別。大陸碰撞帶內(nèi)碰撞作用發(fā)生最劇烈的地段稱為碰撞造山帶(collided orogene)，首先來討論大陸碰撞造山作用。

2 典型的大陸碰撞造山作用過程

為了解大陸碰撞作用是怎么開始的？首先要了解典型的大陸碰撞帶的巖石圈構造。典型的大陸碰撞造山發(fā)生在阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶，其中阿爾卑斯碰撞造山帶研究得最為細致(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圖1。圖1為南歐及西亞造山帶分布圖。造山帶以灰色顯示，阿爾卑斯的東延經(jīng)希臘半島轉(zhuǎn)入土耳其南部，為特提斯洋閉合形成的非洲—亞歐大陸碰撞造山帶，碰撞發(fā)生在亞歐大陸與非洲板塊北部的亞得里亞地體之間，時間為140～0 Ma。碰撞帶在阿爾卑斯西端轉(zhuǎn)向亞平寧半島，在地中海中間轉(zhuǎn)了一個彎，向西連到北非的阿特拉斯山脈，它們便是非洲板塊的北緣邊界部位。圖1中也示出了古特提斯洋閉合形成的高加索—喀爾巴阡山脈，它們位于阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶的北邊，碰撞發(fā)生在240～180Ma。喀爾巴阡山脈在捷克一段的復理石盆地，是下篇將討論的復理石建造研究命名的發(fā)源地。

阿爾卑斯碰撞造山帶的地殼結(jié)構剖面見圖2，此剖面線大致位置見圖1，是特提斯洋西北部閉合形成的非洲—亞歐大陸碰撞造山帶的典型剖面。由圖2可見，碰撞造山帶變形極其激烈，歐洲大陸地殼俯沖到非洲板塊之下，碰撞帶因上—中地殼物質(zhì)擠壓而變形加厚，地殼被多層的拆離帶拆分為多組巖片向上穿插運動，原來的特提斯洋殼被揉碎散布。碰撞帶南側(cè)原先特提斯洋邊緣的洋—陸轉(zhuǎn)換帶發(fā)育，現(xiàn)已上升成為洋陸俯沖增生楔，構成南阿爾卑斯山的地殼主體。在北邊，陸—陸俯沖形成的洋—陸轉(zhuǎn)換帶發(fā)育，現(xiàn)已成為大陸碰撞增生楔，構成北阿爾卑斯山的地殼主體。大陸碰撞造山帶內(nèi)，由于巖石圈強烈變形，上、中、下地殼之間，以及地殼和地幔之間都發(fā)生嚴重的拆離，而這種貼近莫霍面的拆離，是碰撞造山帶所特有的。

地球信息以“地球指紋”形式隱藏于深反射地震剖面中，結(jié)合巖石物性測定、古地磁時代測定和地質(zhì)年代測定，對“地球指紋”的來源作解釋，是揭示碰撞造山帶內(nèi)部構造和地質(zhì)作用的最有效方法。地球指紋的形態(tài)和尺度多種多樣，幅度和傾向各自不同，它們是多期大地構造作用遺留下來的產(chǎn)物?，F(xiàn)代巖石圈板塊內(nèi)部不僅含有大量中—新生代以來地質(zhì)作用的痕跡，還保留了中生代以前板塊活動帶地質(zhì)作用的某些痕跡。根據(jù)古板塊活動的痕跡和地質(zhì)學、古地磁學證據(jù)，可以重建某些古板塊的演化過程。一般來說，越晚發(fā)生的地質(zhì)作用的痕跡在巖石圈物性擾動圖像上反映較為清晰，而早期大地構造作用的“指紋”可能淡化，或為后期地質(zhì)作用所改造。全球?qū)Ρ韧惔蟮貥嬙靻卧臍め＝Y(jié)構，根據(jù)殼幔結(jié)構的差異和大地構造作用發(fā)生的時代把它們按演化階段排序，還可找到這類大地構造單元巖石圈生成和演化的規(guī)律性。歐洲學者結(jié)合地質(zhì)學、古地磁學證據(jù)，已經(jīng)對深反射地震剖面中大地構造作用的“指紋”和阿爾卑斯碰撞造山的演化進行了詳盡的研究，結(jié)果示于圖3。圖3(d)就是圖2中的深反射地震剖面。將剖面中較新的“地震指紋”一步步去掉，便可追溯阿爾卑斯碰撞造山的演化，這種方法稱為反射地震剖面的“解構”。 根據(jù)多年來歐洲地學家的反復研討，阿爾卑斯碰撞造山過程可解構為以下四個階段 (Burg and Ford, 1980; Jolivet and Hataf, 2001; 楊文采, 1998, 2009)。

圖3 阿爾卑斯碰撞造山作用的地殼結(jié)構演化示意圖(引自Schmid et al., 1997; Cloeting et al., 2009): (a) 碰撞前期大洋尚未完全閉合(150Ma)；甲大陸為亞歐大陸，乙大陸為非洲大陸北沿亞得里亞地體。(b) 碰撞期大洋完全閉合(90Ma)；俯沖作用增生楔和大陸碰撞增生楔合并為造山增生楔。(c) 碰撞后期陸—陸俯沖巖石圈擠壓抬升(30Ma)，原特提斯洋殼俯沖到軟流圈，縫合線被變形破壞。(d) 后碰撞期地殼拆離推覆(0Ma)，下地殼相互穿插，亞得里亞地體與歐亞大陸拼合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左右地殼構造見圖3(a)。碰撞前期大洋尚未完全閉合；甲大陸為亞歐大陸，乙大陸為非洲大陸北沿。如圖可見，這個階段特提斯洋兩側(cè)都發(fā)育有成熟的洋—陸轉(zhuǎn)換帶(即所謂“裙邊”)，有大量洋陸轉(zhuǎn)換作用的產(chǎn)物, 包括俯沖增生楔內(nèi)的島弧增生雜巖和邊緣海沉積巖片。由于后來特提斯洋向非洲板塊下方俯沖，大洋開始逐漸萎縮。我們可以把碰撞前有成熟的洋洋—陸陸轉(zhuǎn)換帶的碰撞歸屬于“裙邊碰撞”，而沒有成熟的洋—陸轉(zhuǎn)換帶的碰撞歸屬于“裸碰撞”。因此，阿爾卑斯碰撞造山帶應歸屬于典型的裙邊碰撞，而下節(jié)討論的大別洋—陸蘇魯碰撞帶因缺失“裙邊”歸屬于典型的裸碰撞。由于巖石圈比大陸薄而且疏松，裙邊碰撞多在粘滯性擠壓環(huán)境中發(fā)生，造成的地殼縮短和柔性變形更為突出。

(2)主碰撞期 (main-collision stage) ，90 Ma左右地殼構造詳見圖3(b)。主碰撞期指從兩側(cè)板塊的凸出部開始接觸到一半以上的邊界發(fā)生碰撞的時期，此時大洋逐漸閉合，大陸逐漸聯(lián)合在一起。在乙大陸上的原來的洋陸轉(zhuǎn)換帶被抬升為陸地及湖泊；成為大陸上的俯沖作用增生楔，它又和甲大陸碰撞前沿的增生楔合并為造山增生楔。不過，這時甲大陸還剛剛開始抬升，上地殼仍然會有洋盆保留，就像現(xiàn)今地中海的情況。阿爾卑斯碰撞階段的作用力以粘滯性介質(zhì)被擠壓為主，兩個板塊的地殼開始拆離和互相穿插，但俯沖洋殼仍然存在于巖石圈下部。在裙邊碰撞的粘滯性擠壓的環(huán)境中，陸—陸俯沖必然在碰撞后追隨洋殼俯沖發(fā)生。俯沖使兩個板塊內(nèi)殼層互相穿插，使地殼開始增厚和隆升，形成地殼拆離斷層。在這里，同時發(fā)生的大洋閉合和造山只是碰撞使地殼加厚的必然結(jié)果。

(3)碰撞晚期或陸—陸俯沖期(late-collision or continental-to-continental subduction stage) ，30 Ma左右地殼構造詳見圖3(c)。碰撞后歐洲板塊向南的沖力和俯沖前方特提斯洋板塊的拖曳力仍然存在，造成了陸—陸俯沖和強烈的巖石圈變形。陸—陸俯沖使兩個板塊內(nèi)殼層互相穿插，發(fā)生了劇烈的地殼增厚和隆升，形成大量地殼拆離斷層和推覆體。在這里，同時發(fā)生的大洋閉合和造山只是碰撞使地殼加厚的必然結(jié)果。原特提斯洋殼大部分俯沖到軟流圈以下，小部分的洋殼物質(zhì)被揉碎破壞，少量沿縫合線仰沖，成為被擠出的蛇綠巖套及地表混雜堆積。陸—陸俯沖誘發(fā)的地殼拆離和磨擦使拆離帶巖石發(fā)熱重熔，產(chǎn)生碰撞期后花崗巖基，使拼合的地殼通過巖漿作用“焊接”，后碰撞花崗巖就是這一階段地質(zhì)作用的標志性產(chǎn)物。后碰撞花崗巖主要是高鉀鈣堿性系列的花崗巖類及強過鋁質(zhì)花崗巖類，走向與碰撞縫合帶大致相同，或沿韌性剪切帶分布，其源巖具有地幔與新生地殼的雙重特征，以喜馬拉雅花崗巖帶最為典型。在陸—陸俯沖到上地幔時板片前端可發(fā)生高壓或超高壓變質(zhì)作用, 產(chǎn)生高壓或超高壓變質(zhì)巖片。但是，在粘滯性擠壓的環(huán)境中，超高壓變質(zhì)巖片很難折返到上地殼來，在地表形成露頭。

經(jīng)全球?qū)Ρ?，大陸碰撞?2)和(3)還可以進一步詳細分解為以下四個相態(tài)：(a)初始接觸相，現(xiàn)代實例為澳洲西北與帝汶島之間的接觸。(b)沿縫合線造山增生楔前推相，現(xiàn)代實例發(fā)生在波斯灣西邊的扎格羅斯山脈。(c)板內(nèi)拆離和陸殼逆沖發(fā)展相。這個相態(tài)伴隨陸-陸俯沖造山和弧后地殼隆升，地殼變形十分劇烈，典型例為千萬年前的西藏南部。(d) 碰撞后的拉伸、熱熔和變質(zhì)相，如現(xiàn)今的西藏南部。這四個相態(tài)是連續(xù)過渡的，還可以相互重疊。

碰撞晚期接近尾聲的地殼構造詳見圖3(d)。雖然陸—陸俯沖漸漸變緩，地殼結(jié)構的變形調(diào)整遠沒有結(jié)束，上地殼拆離推覆仍在發(fā)展，流變的下地殼物質(zhì)相互穿插涌動進一步強化，造成甲乙兩大陸更穩(wěn)固的拼合。這是碰撞造山過程走向逐漸停息，大陸板塊地殼結(jié)構重新調(diào)整的結(jié)果。

特提斯大洋板塊俯沖到歐亞板塊下方距今才90 Ma，現(xiàn)在還應該有它的殘骸留在地幔內(nèi)才對。事實正是如此。圖4為過西阿爾卑斯碰撞造山帶的地殼上地幔地震波速結(jié)構剖面圖。碰撞后原先的特提斯板塊俯沖到軟流圈，冷而且密度大的大洋板塊在這里形成高速異常，地震S波速度高出300 m/s。

圖4 過西阿爾卑斯碰撞造山帶的地殼上地幔S-波地震波速結(jié)構剖面圖(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塊俯沖到軟流圈，形成4.3～4.6 km/s高速異常After collision, the Tethys plate subducted into asthenosphere, forming a high velocity anomaly of 4.3～4.6 km/s

圖5 過比利牛斯碰撞造山帶的深反射地震剖面(據(jù)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)圖內(nèi)箭頭指示“鱷魚嘴”構造the arrow in figure shows “crocodile’s mouth” structure

與阿爾卑斯碰撞造山帶毗鄰的比利牛斯碰撞帶，是伊比利亞地體并入歐亞板塊時發(fā)生的陸—島碰撞帶，深反射地震剖面見圖5。與阿爾卑斯類似，地殼構造呈現(xiàn)因巖石圈受擠壓的“倒八字”形，即造山帶軸部地殼明顯增厚，上、中、下地殼物質(zhì)向造山帶軸部推移并出現(xiàn)逆向拆離，貼近莫霍面的地殼拆離發(fā)育。碰撞造山帶軸部反射比較“透明”，體現(xiàn)后碰撞的花崗巖體。注意這種構造不是軸對稱的，板塊俯沖的一側(cè)莫霍面下傾角度大，而另一側(cè)流變的下地殼會擠入俯沖板塊之上方，形成所謂的“鱷魚嘴”構造。圖5內(nèi)用箭頭標明了“鱷魚嘴”構造。與阿爾卑斯不同的是，比利牛斯碰撞帶巖石圈受擠壓變形與地殼縮短程度輕得多，板塊俯沖的方向也不同，這里不是歐亞板塊在俯沖，而是伊比利亞地體俯沖在歐亞板塊之下。對比圖3(d)可知，與陸—陸碰撞帶相比，陸—島碰撞帶擠壓變形與地殼縮短有明顯的程度差別。

圖6 地中海地區(qū)地形影像與大地構造略圖(背景圖據(jù) 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)紅色齒狀線表示洋—陸和陸—陸俯沖帶; 黑色背向箭頭表示拉張區(qū)和拉張方向; 黑色單向箭頭表示現(xiàn)今板塊運動方向Toothliked red lines show subduction zones, ocean—continental or continental—continental; black arrows show current plate moving directions; double arrows are tensile direction

阿爾卑斯碰撞造山過程只是歐亞大陸與非洲大陸碰撞的第一幕，現(xiàn)在碰撞仍在進行，只不過碰撞位置向南移動了?，F(xiàn)今地中海仍是特提斯洋的殘余。由于地中海一帶洋陸轉(zhuǎn)換帶邊界崎嶇曲折，洋陸轉(zhuǎn)換最后階段俯沖帶密集發(fā)育，并且與背向俯沖造成的弧后擴張盆地共存。圖6為地中海地區(qū)地形影像與大地構造略圖(Turco et al., 2012)，主體仍呈現(xiàn)為洋—陸轉(zhuǎn)換帶，六對黑色背向箭頭表示拉張區(qū)和拉張方向，弧后擴張盆地主要出現(xiàn)在背向俯沖的軸部，如西地中海海盆、亞得里亞海槽等?，F(xiàn)今地中海地區(qū)的局部地段，如直布羅陀，非洲大陸與歐洲大陸已開始碰撞在一起，圖6中黑色虛線標注歐亞板塊(北方)與非洲板塊(南方)現(xiàn)在的邊界。但從更大區(qū)域尺度看，地中海地區(qū)的巖石圈與即將登陸的洋陸轉(zhuǎn)換帶更加相似(楊文采, 宋海斌, 2014)。地殼中不僅仍有殘余的洋殼存在，殘余洋殼仍在俯沖產(chǎn)生巖漿弧，俯沖巖漿弧后面還出現(xiàn)了弧后盆地。所以，擠壓碰撞造山帶(如亞平寧)、巖漿弧、弧后盆地、裂谷伸展玄武巖(如Etna火山)共生在一起，裂谷作用主要發(fā)生在32～16Ma之間。

(4)后造山期 (post-orogeny stage)。現(xiàn)在阿爾卑斯碰撞造山過程開始進入后造山期，這是陸—陸俯沖停息，板塊擠壓運動機制向拉張機制轉(zhuǎn)換的階段。這個階段地殼不再縮短加厚，但是，碰撞造山造成的巖石圈結(jié)構的碎裂變形為后續(xù)的熱流體和巖漿侵入提供了空間和良好條件，轉(zhuǎn)化為拉張機制后原有地殼拆離帶也會有繼承性活動，地殼運動不會馬上停息。后造山期是碰撞造山作用走向停息而且大規(guī)模巖漿侵入造成大陸巖石圈增生的階段，它既是大陸碰撞的終結(jié)，又是碰撞帶克拉通化的開始。與其它碰撞帶對比可知，大陸碰撞帶中的A型花崗巖正是經(jīng)歷后造山期的標志。目前，喜馬拉雅碰撞造山帶還處在碰撞晚期的陸—陸俯沖階段，還不到A型花崗巖發(fā)育的后造山期。

3 喜馬拉雅碰撞造山作用

喜馬拉雅碰撞造山帶是全球最壯觀的大陸碰撞造山帶，與阿爾卑斯同屬裙邊碰撞類型，但是規(guī)模更大。在80 Ma前印度次大陸向北漂移，南邊的印度洋正在擴張，北邊的特提斯洋正在消減。特提斯洋板塊的俯沖在亞歐大陸南緣形成岡底斯海溝—島弧體系，使碰撞前特提斯洋逐漸消減成為位于印度次大陸北方的洋陸轉(zhuǎn)換帶。印度和亞歐大陸南緣碰撞后特提斯洋逐漸消失，印度次大陸北方的洋陸轉(zhuǎn)換帶成為亞歐大陸大陸巖石圈的一部分，即喜馬拉雅碰撞造山帶。原來的岡底斯海溝—島弧體系也演變成為碰撞—俯沖增生楔，構成現(xiàn)今岡底斯山一帶的地殼主體(圖7)。

圖7 (a) 過喜馬拉雅碰撞造山帶的深反射地震剖面，圖內(nèi)數(shù)字為反射體編號；(b)地震剖面(a)在青藏高原的位置； (c) 過喜馬拉雅碰撞造山帶的地殼結(jié)構模型，其中雅魯藏布江縫合線以地表蛇綠巖套出露和強地磁異常帶為代表。引自趙文津，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)

喜馬拉雅碰撞造山帶的演化類型和阿爾卑斯碰撞造山帶相似，但碰撞發(fā)生比較晚(趙文津等，1996；Brown et al. 1997；許志琴等，1997；肖序常等, 2007)。喜馬拉雅帶主碰撞期55～40 Ma，碰撞晚期的陸—陸俯沖期開始于30 Ma左右，現(xiàn)在高喜馬拉雅還處在碰撞晚期階段，這里有淺色花崗巖帶發(fā)育, 系在拆離面由摩擦生熱熔融形成，年齡為24～14 Ma。 圖7 (a)為過喜馬拉雅碰撞造山帶的深反射地震剖面，圖7(b) 為地震剖面在青藏高原的位置。剖面俯沖增生楔和大陸碰撞增生楔中大量發(fā)育的地殼拆離和變形皆清晰可見。圖7 (c) 為過喜馬拉雅碰撞造山帶的地殼結(jié)構模型，其中雅魯藏布江縫合線以地表蛇綠巖套出露和強地磁異常帶為特征(詳見下面的詳細討論及圖13)。與阿爾卑斯演化碰撞造山帶的地殼結(jié)構相比，可知現(xiàn)今喜馬拉雅碰撞造山過程可分為以下三個階段。

(1)碰撞前期(60 Ma左右)，大洋尚未完全閉合。這個階段特提斯洋兩側(cè)都發(fā)育有成熟的洋—陸轉(zhuǎn)換帶，包含有俯沖增生產(chǎn)物, 島弧增生雜巖和邊緣海沉積巖片，碰撞歸屬于“裙邊碰撞”。由于特提斯洋向亞歐板塊下方俯沖，大洋逐漸萎縮消減。

(2)主碰撞期 (55～30 Ma左右) ，碰撞首先在印度次大陸北緣的凸出部，即東西兩個造山結(jié)開始，然后沿雅魯藏布江一線展開。隨著陸緣海逐漸閉合，印度與亞歐兩大陸邊緣的洋—陸轉(zhuǎn)換帶聯(lián)在一起，合并為碰撞造山增生楔。隨著碰撞擠壓的持續(xù)，兩個大陸板塊的地殼開始拆離和互相穿插，但俯沖洋殼仍然存在于巖石圈下部，造山帶地殼還沒有明顯加厚。

(3)碰撞晚期陸—陸俯沖(30 Ma—現(xiàn)在) ，碰撞后印度板塊向北的沖力和俯沖前方特提斯洋板塊的拖曳力仍然持續(xù)，造成了印度板塊向亞歐板塊的陸—陸俯沖。陸—陸俯沖使兩個板塊互相穿插，發(fā)生了劇烈的變形，加厚了造山帶地殼，形成大量地殼拆離斷層和推覆體。原特提斯洋殼物質(zhì)被揉碎破壞，少量沿縫合線仰沖，包括被擠出的蛇綠巖套及地表混雜堆積，沿雅魯藏布江一線展布。這種陸—陸俯沖現(xiàn)在還在進行中。與阿爾卑斯碰撞造山帶相比，喜馬拉雅碰撞造山帶的規(guī)模更加宏偉，但由于碰撞晚期階段還在進行，上—中地殼的變形尚未達到更為劇烈的高峰。

有人喜歡把喜馬拉雅碰撞帶與青藏高原相提并論，筆者認為這是不準確的。其實，青藏高原雖然包含有碰撞帶，但主體是顯生宙洋—陸轉(zhuǎn)換帶中的俯沖增生楔和幾個拼合地體。從圖7 (b)可見，喜馬拉雅碰撞帶與青藏高原的巖石圈結(jié)構不同，喜馬拉雅碰撞帶山很高，但地殼不算特別厚，而青藏高原地殼特別厚。圖8(a)為青藏高原巖石圈平均地震波速柱狀圖，青藏高原地殼厚達72 km，巖石圈平均厚約100 km，為很特殊的厚殼薄幔巖石圈。注意圖中青藏高原地殼第4和第7層為低速層，它們代表了經(jīng)碰撞拆離穿插入中—下地殼的上地殼巖片。青藏高原地殼第8層厚度大到20多千米，波速明顯升高，反映青藏高原下地殼有印澳板塊的穿插加厚，以及可能發(fā)生有特提斯洋殼的楔入。

圖8 青藏高原巖石圈地震波速柱狀對比圖： (a)青藏高原平均波速柱狀圖(引自滕吉文等，2004)，Vp為P波波速,Vs為S波波速，數(shù)字為波速分層編號。注意第4和第7層為低速層，第8層波速偏高。(b) 青藏高原地殼P波波速從北到南的變化(引自肖序常等，2007)，特提斯喜馬拉雅即指岡底斯帶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)

圖8(b) 為青藏高原地殼縱波波速從北到南的變化，特提斯喜馬拉雅即指岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶。縫合線雅魯藏布江以南的高喜馬拉雅地殼厚度約56 km，中地殼上方有低速層，反映地殼強烈拆離。雅江以北的岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶地殼加厚達72 km，中地殼上方不僅有低速層，而且厚度劇增，反映了地殼物質(zhì)向造山帶軸部推移擠入，并伴隨強烈拆離。下地殼底部出現(xiàn)低速層，存在兩種可能性。一種可能性是大陸碰撞時上地殼物質(zhì)的擠入和殘留，另一種是底侵的熱流體的集結(jié)。岡底斯以北的羌塘地體，是地殼厚約72 km的青藏高原的核心，下地殼底部的低速層厚度大到20余千米，比岡底斯明顯加厚。從青藏高原下地殼有低電阻率異常等情況看來，發(fā)生底侵的熱流體集結(jié)的可能性更大一些。與岡底斯相比，青藏高原中部沒有巨厚的中地殼，說明特提斯洋陸轉(zhuǎn)換帶的加入主要發(fā)生在岡底斯，羌塘地體原先應該是介于古特提斯洋和特提斯洋之間的有結(jié)晶基底的“大島”。由此可見，青藏高原的主體是由大陸碎塊和古洋陸轉(zhuǎn)換帶在大陸碰撞的擠壓環(huán)境中拼合組成的。

圖9 西藏自治區(qū)地質(zhì)圖(馬麗芳等，2006)Fig. 9 Geological map of Xizang(Tibet) (Ma Lifang et al., 2006)雅魯藏布江北黃色區(qū)域顯示岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶Large yellow area indicates Gantis Phanerozoic ocean—continent transition belt

那么，還有什么證據(jù)可說明岡底斯山原先是洋—陸轉(zhuǎn)換帶呢？首先來看西藏自治區(qū)地質(zhì)圖(圖9)，雅魯藏布江北大片黃色區(qū)域顯示岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶的范圍，地表大面積出露碰撞前期安山質(zhì)火山巖，說明這里原先就是洋陸轉(zhuǎn)換帶。地球化學圖也說明這里原先是洋陸轉(zhuǎn)換帶。圖10為水系地球化學釆樣分析取得的西藏自治區(qū)氧化鉀(圖10a)和氧化鈉(圖10b)地球化學圖(資料來源于謝學錦實測)，顯示岡底斯和雅魯藏布江板塊縫合線都對應高鉀和高鈉異常區(qū)。高鉀和高鈉異常來自海水，無論是俯沖帶地幔的熔融還是海洋的干涸，都會導致地表高鉀和高鈉，也是岡底斯山原先是洋—陸轉(zhuǎn)換帶的證據(jù)。

圖10西藏自治區(qū)氧化鉀(上)和氧化鈉(下)地球化學圖(謝學錦供圖)，顯示岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶和板塊縫合線大片異常區(qū)Fig. 10 Geochemical map of K2O (a) and Na2O (b) with anomalous area that is correlated with the Gandise Phanerozoic ocean—continent transition belt

圖11俯沖工廠生成大陸型巖石圈的巖石示意剖面圖Fig. 11 Illustration of the subduction factory of producing continental rocks 紅星指示震源頻發(fā)區(qū)stars indicate earthquake zones

那么，洋陸轉(zhuǎn)換帶是如何造成大陸增生的呢？眾所周知，成熟的俯沖帶是一個生成大陸型巖石圈的“工廠”，這里有大量海洋沉積物中析出的海水，有洋脊俯沖和冷俯沖板片吸引過來的熱流，也有沉積巖和洋殼玄武巖等大量物源。在水、熱和物源的共同作用下，俯沖帶上方軟流圈被交代和熔融，形成了溝—弧—盆系中特有的強烈的巖漿作用與火山噴發(fā)，“制造”出各種大陸型巖石圈中的巖石(見圖11)。首先是俯沖的大洋板塊脫水交代地幔橄欖巖，然后產(chǎn)生玄武質(zhì)巖漿底侵上升。發(fā)育于離海溝最近的外弧帶，相當于巖漿弧的前鋒位置，形成TTG(云英閃長巖—奧長花崗巖—花崗閃長巖)巖套，它們的源巖即是貧K2O的玄武巖(鄧晉福等, 2004, 2010)。上升的玄武質(zhì)巖漿在下地殼產(chǎn)生頂蝕和分異，在中地殼形成長英質(zhì)部分熔融區(qū)。富Na的TTG巖套形成在巖漿弧的外帶， GG花崗巖組合發(fā)育于巖漿弧的主帶。從外帶—主帶—內(nèi)帶的花崗巖組合K2O和K2O/Na2O比值升高，表征俯沖帶逐漸加深。 由于俯沖洋殼發(fā)生強烈的巖漿作用，巖漿通過花崗巖侵位、鐵鎂質(zhì)巖墻和長英質(zhì)火山噴發(fā)三種形式，使大陸增生，并在板塊碰撞后上隆為高山。

圖12 青藏高原構造單元劃分與地震分布圖(底圖引自鄧起東，2002)Fig. 12 Tectonic unites and earthquake distribution map of Xizang(Tibet) plateau 藍色細線為鄧起東編活動斷裂，紅色粗線為碰撞縫合帶，藍色粗線為洋陸轉(zhuǎn)換帶(OCT)邊界帶，綠色粗線為古特提斯洋增生洋陸轉(zhuǎn)換帶的大致東界。紅色圓圈為5級以上地震位置red curves show collision zones, thick blue curves show boundaries of Phanerozoic ocean—continent transition zones, red circles show earthquake positions

從圖8青藏高原地殼縱波波速變化看，從岡底斯洋陸轉(zhuǎn)換帶到巴顏喀拉地體下地殼的波速都具有雙峰。通常下地殼的平均波速可由6.7 km/s變化到7.3 km/s，閃長巖、角閃巖、麻粒巖及輝長巖都處在這一波速段。地盾區(qū)及裂谷區(qū)下地殼的波速分布具有雙峰現(xiàn)象，即統(tǒng)計波速分布有6.6～6.8 km/s和7.1～7.5 km/s兩個峰。在顯生宙形成的波速6.6～6.8 km/s的下地殼與基性巖石相對應，而7.1～7.5 km/s的高速體可能由玄武質(zhì)巖漿地幔底墊作用形成。在洋—陸轉(zhuǎn)換帶，雙峰的下地殼波速是島弧型巖漿活動的結(jié)果。在青藏高原北部，雙峰既可能是古洋陸轉(zhuǎn)換帶島弧型巖漿活動產(chǎn)物的遺存，也可能是陸—島碰撞時大洋板塊仰沖碎片的遺存。但是，在羌塘和岡底斯下地殼卻是含低速層的雙峰，波速分布為6.5～6.6 km/s和7.1～7.2 km/s兩個峰。這種含低速層的特殊雙峰，低速層可能為陸—陸碰撞期后與拆沉伴生的巖漿活動所引起，也可能是陸—陸碰撞時上地殼巖塊擠入碎片的遺存。

從青藏高原巖石圈結(jié)構看來，青藏高原內(nèi)包含有兩條碰撞帶，四條顯生宙的洋—陸轉(zhuǎn)換帶或俯沖增生楔，以及羌塘、拉薩、昌都、蘭坪—思茅等多個拼合地體，詳見圖12。圖12為青藏高原構造單元的劃分與地震分布圖。圖13為青藏高原航空磁測異常圖。由于大陸碰撞帶縫合線兩側(cè)發(fā)育有以蛇綠巖套為代表的仰沖洋殼，俯沖帶也殘留有由蛇綠巖套為代表的邊緣海擴張脊，強磁性的蛇綠巖套在基巖出露廣泛的高原區(qū)必定產(chǎn)生串珠狀的強磁異常帶。因此，用磁測異常圖可以比較準確地對大陸碰撞帶及古俯沖帶定位。圖12用數(shù)字編號的構造單元邊界，就是用圖13的航空磁測異常圖定位出來的。

圖12青藏高原內(nèi)的兩條碰撞帶，北邊一條是昆侖山—阿尼瑪卿山—西秦嶺的古特提斯洋封閉形成的，古特提斯洋位于華北克拉通、塔里木克拉通和羌塘地體、揚子克拉通之間。這條碰撞帶北邊為古特提斯洋俯沖形成的洋—陸轉(zhuǎn)換帶，包含柴達木地體及其它一些大陸碎片，后經(jīng)羌塘—昌都地體碰撞升高成陸。南邊為羌塘—昌都地體北緣洋—陸轉(zhuǎn)換帶形成的大陸增生楔，由于羌塘—昌都地體和揚子克拉通之間沒有發(fā)生碰撞，在松潘—甘孜一帶形成了寬大的復理石盆地。另一條雅魯藏布江碰撞帶是特提斯洋封閉形成的，特提斯洋位于羌塘地體、揚子克拉通和印度次大陸之間。這條碰撞帶北邊為特提斯洋俯沖形成的岡底斯洋—陸轉(zhuǎn)換帶，包含拉薩地體及南邊保山陸塊等，后經(jīng)印度次大陸碰撞升高成陸。雅魯藏布江南邊為印度—澳大利亞板塊北緣洋—陸轉(zhuǎn)換帶形成的大陸增生楔。

圖13 青藏高原航空磁測異常圖(引自熊盛青等, 2012)Fig. 13 Aeromagnetic anomalous map of Xizang(Tibet) plateau(Source: Xiong Shengqing et al., 2012)藍色為負異常，紅色為正異常。數(shù)字編號為斷裂帶名稱標記，斷裂帶位置與名稱與圖12相同Red shows positive anomalies, numbers indicate sequential positions of main faults correlated with curves shown in figure 12

雖然青藏高原的巖石物質(zhì)形成在大陸碰撞之前，但是現(xiàn)今巖石圈的構造格架主要形成于大陸碰撞作用。印度次大陸與亞歐板塊碰撞不僅形成了喜馬拉雅碰撞造山帶，而且使整個東亞巖石圈變形，其范圍遠遠超過青藏高原(Molnar, 1988；Harrison et al. 1992; Avouac and Tapponnier, 1993; Jolivet and Hataf, 2001)。圖14為印度與亞歐板塊碰撞過程兩種物理模擬結(jié)果解釋示意圖，其中圖14a為Tapponnier用蜂蜜沙盤模型作出的碰撞不同階段巖石圈變形模式，對物理模擬結(jié)果的動力學機制主要解釋為碰撞產(chǎn)生擠出效應(Avouac and Tapponnier, 1993)，最典型的擠出發(fā)生在云貴和東南亞，一直影響到南海的打開。圖14b為Dewey等于1989年提出的非擠出模型(見：Jolivet and Hataf, 2001)，顯示了東亞廣泛分布的巖石圈變形，理模擬結(jié)果的動力學機制主要解釋為陸塊的碎裂、旋轉(zhuǎn)和走滑拼合。圖14c、d為他們根據(jù)實驗對東亞巖石圈變形機制作出的兩種結(jié)果解釋：圖14c為Tapponnier擠出模型，箭頭指示擠出地塊和運動方向；這種模型還衍生出一種新的形式，叫碰撞逃逸，即碰撞沖量轉(zhuǎn)換為小地塊“逃逸”的動能。圖14d為Dewey等1989年提出的非擠出模型(Davis et al.,1983; Burg and Ford 1980; 許志琴等，1997；Jolivet and Hataf, 2001; 肖序常等, 2007)，認為小地塊雖然有位移發(fā)生，但變形以走滑旋轉(zhuǎn)作用為主導，旋轉(zhuǎn)運動方向見圖中箭頭所示。左旋的斷裂轉(zhuǎn)化為右旋的剪切帶，泄散了大陸碰撞的沖量，并通過走滑旋轉(zhuǎn)把小地塊拼合成為大陸。目前，碰撞逃逸和走滑旋轉(zhuǎn)這兩種模型都有一定的地殼調(diào)查依據(jù)，可認為是碰撞作用派生出的兩種動力學模式。

圖14 印度與亞歐板塊碰撞過程兩種物理模擬結(jié)果解釋示意圖(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沙盤蜂蜜模型，指示擠出效應；(b)Davy—Cobbold碰撞模擬，顯示廣泛分布式變形。(c)、(d) 為兩種結(jié)果解釋：(c) 為擠出模型，箭頭指示擠出地塊和運動方向；(d) 為非擠出模型(Dewey等于1989年提出; 見：Jolivet and Hataf, 2001)，箭頭指示地塊旋轉(zhuǎn)運動方向，左旋的斷裂轉(zhuǎn)化為右旋的剪切帶 (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 蘇魯碰撞造山帶與超高壓變質(zhì)作用

現(xiàn)在來看與阿爾卑斯和喜馬拉雅不同類型的碰撞造山帶，它們雖然也是壯觀的大陸碰撞造山帶，但是不屬于裙邊碰撞類型。位于中國東部的大別—蘇魯造山帶的地質(zhì)構造，具有以下4點特征 (楊文采等, 1999a,b,c,2005,2009; Yang Wencai, 2000, 2002,2003,2009; Xu Zhiqin et al., 2009a,b)：

(1) 造山帶內(nèi)沒有發(fā)現(xiàn)同碰撞期的典型的蛇綠巖套，難以確認縫合線。

(2) 造山帶內(nèi)同碰撞期的海相沉積不發(fā)育，也沒有發(fā)現(xiàn)同碰撞期的火山弧，表明造山帶內(nèi)洋—陸轉(zhuǎn)換帶不發(fā)育。

(3) 造山帶核部的組成巖石主要為前寒武紀老片麻巖，普遍經(jīng)歷了同碰撞期的超高壓變質(zhì)作用。表明造山帶內(nèi)曾發(fā)生過劇烈碰撞和陸—陸深俯沖。

(4) 造山帶中廣泛發(fā)育同碰撞期的地殼拆離斷裂和韌性剪切帶，以及造山期后的A型或幔源花崗巖基。

以上4點地質(zhì)構造特征表明，與阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶不同，大別—蘇魯造山帶雖然發(fā)生過強烈碰撞，但碰撞時洋—陸轉(zhuǎn)換帶不發(fā)育，不屬于裙邊碰撞類型。當洋—陸轉(zhuǎn)換帶不發(fā)育的大洋閉合時，兩個剛性大陸板塊發(fā)生的直接碰撞，可稱為”裸碰撞”或”硬碰撞”。在大洋盆地才打開后不久時，如紅海擴張或大西洋擴張早期，如果這時地應力從拉伸轉(zhuǎn)變?yōu)閿D壓，造成的大洋閉合及陸陸碰撞，便屬于裸碰撞。下面就參照區(qū)域殼幔結(jié)構的解構方法和圖3的模式，以大別—蘇魯?shù)牡貧ど系蒯＝Y(jié)構來推演裸碰撞的作用過程(楊文采,2014, Yang Wencai, 2014)。殼幔結(jié)構的解構是恢復古板塊碰撞過程的一種方法，指按反時序逐漸將深反射地震剖面上的反射構造抹除，從而獲得某一期大地構造作用之前的殼幔結(jié)構，據(jù)此逐步重建區(qū)域巖石圈板塊碰撞過程。

圖15 是筆者等負責完成的過蘇魯?shù)貐^(qū)的深反射地震剖面(楊文采等, 1999a,b,c,2005,2009; Yang Wencai, 2000,2002,2003,2009; Xu Zhiqin et al., 2009a,b)。其中圖(a)為過碰撞帶的深反射地震剖面位置及區(qū)域航磁異常圖。圖中強航磁異常帶標志蘇魯碰撞造山帶中的超高壓變質(zhì)巖石，如榴輝巖、橄欖巖及片麻巖，它們的磁鐵礦及鈦鐵礦含量比較高。用兩條紅線表示兩條深反射地震剖面，它們沿傾向?qū)悠饋沓蔀橥暾倪^蘇魯碰撞造山帶的深反射地震剖面，示如圖(b)。圖中字母D標示由碰撞和陸—陸俯沖造成的中地殼拆離面，字母M1標示莫霍面，M5標示巖石圈底面。圖(c)為蘇魯碰撞帶的地質(zhì)略圖；圖15(d)為根據(jù)推斷的過蘇魯碰撞帶的地殼結(jié)構模型，對應位置剖面如圖15(c)中紅線。深反射地震剖面圖中揚子克拉通對華北克拉通的俯沖清晰可見，碰撞后生成的花崗巖基也有突出顯示。

蘇魯?shù)貐^(qū)碰撞造山發(fā)生在三疊紀，碰撞前揚子克拉通俯沖的態(tài)勢見圖16，這是由古地磁研究取得的二疊紀全球大陸克拉通地體位置分布圖。由圖可見，揚子克拉通位于華北克拉通之南方，二者之間有古特提斯洋東支分隔，但分隔的洋面不寬，尚未有成熟的洋—陸轉(zhuǎn)換帶發(fā)育，因此可以參照彈性碰撞的理論對碰撞作用進行外推。根據(jù)蘇魯碰撞帶現(xiàn)今的巖石圈結(jié)構模型和碰撞的物理規(guī)律可以解構碰撞造山作用的作用過程。圖17為解構重建的蘇魯碰撞造山作用的地殼結(jié)構演化示意圖，現(xiàn)今的巖石圈結(jié)構模型位于圖17(e)。由于晚侏羅世以來該區(qū)沒有發(fā)生過強烈的大地構造運動，現(xiàn)今的巖石圈結(jié)構與150Ma前巖石圈結(jié)構大體相同，沒有明顯改變，因此現(xiàn)今巖石圈結(jié)構可上推到大約150Ma前。

根據(jù)地質(zhì)和定年研究，在早—中侏羅世(190～150Ma)碰撞帶巖石圈發(fā)生造山后伸展和大規(guī)模巖漿作用，沿大別—蘇魯碰撞帶分布的巖漿活動走向與碰撞帶一致。造山后大規(guī)模巖漿作用產(chǎn)生的花崗巖體在圖17(e)用紅色表示，它們在深反射地震圖上反映為內(nèi)部相對透明而頂面有清晰的強反射，見圖15(b, d)。巖漿活動還使俯沖前端大陸巖石圈被熔斷沉入軟流圈。作為巖石圈解構的第一步，抹除這些190～150Ma期間大規(guī)模巖漿活動及有關作用的地殼結(jié)構痕跡，對應的剖面模型見圖17(d)，得到大約在210Ma前后的巖石圈結(jié)構模型。這個巖石圈結(jié)構模型顯示碰撞晚期的陸—陸俯沖。華北和揚子克拉通之間的陸—陸俯沖、拆離和超高壓變質(zhì)巖塊折返同時進行，俯沖前端大陸巖石圈破碎下沉(Yang Wencai, 2009)。

圖17 蘇魯碰撞造山作用的地殼結(jié)構演化階段示意圖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閉合(260Ma)；左邊大陸為華北克拉通，右邊大陸為揚子克拉通，會聚洋為古特提斯洋的東支。(b) 碰撞期大洋完全閉合(240Ma)；有縫合線但沒有俯沖作用增生楔和大陸碰撞增生楔。(c) 碰撞后反彈拉伸并開始陸—陸俯沖(230Ma)，縫合線被變形破壞。(d) 碰撞后期陸—陸俯沖(210Ma) ，原大陸地殼俯沖拆離和拆返同時進行，俯沖前端大陸巖石圈破碎下沉。(e) 碰撞期后巖漿作用和大陸拼合(150Ma)，俯沖前端大陸巖石圈被熔斷碎沉入軟流圈。華北克拉通和揚子克拉通地殼通過巖漿作用熔合 (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)

根據(jù)地質(zhì)定年蘇魯?shù)貐^(qū)碰撞造山發(fā)生在三疊紀(Xu Zhiqin et al., 2009a,b)，碰撞前揚子克拉通位于華北克拉通之南方，二者之間有古特提斯洋東支分隔(圖16)，但分隔的洋面不寬，尚未有成熟的洋—陸轉(zhuǎn)換帶發(fā)育。據(jù)此，推測圖17(a) 為碰撞前古特提斯洋尚未完全閉合(260Ma)時揚子和華北克拉通的會聚模型；左邊大陸為華北克拉通，右邊大陸為揚子克拉通，中間有古特提斯洋的東支。

對裸碰撞應參照物理學上的彈性碰撞的理論對碰撞作用進行分析，即碰撞后必定有反彈。因此，主碰撞期(240～215Ma)應包含陸—陸碰撞(洋封閉)階段及緊接其后的反彈階段(楊文采等,2001,2005,2009)。在大別蘇魯碰撞開始發(fā)生在240Ma左右，碰撞可在兩個克拉通接觸部位，即大別—蘇魯碰撞帶及南側(cè)的巖石圈發(fā)生“粉碎性骨折”，形成變形劇烈的碰撞增生楔 (圖17b)。緊接其后的反彈又造成了揚子克拉通與華北克拉通之間短暫伸展的地應力狀態(tài)，為碰撞粉碎巖片的俯沖及折返創(chuàng)造了條件(圖17c)。大別—蘇魯碰撞帶發(fā)生的彈性碰撞和反彈，使碰撞后特提斯洋殼迅速沉入軟流圈，而蛇綠巖套及泥礫混雜堆積不在地面出現(xiàn)，但在陸—陸俯沖到上地幔時板片前端發(fā)生高壓或超高壓變質(zhì)作用, 產(chǎn)生高壓或超高壓變質(zhì)巖片，它們大部分也沉入軟流圈。由于碰撞后發(fā)生的反彈或旋轉(zhuǎn)，便使一部分超高壓變質(zhì)巖片折返到上地殼來。

揚子克拉通和華北克拉通的碰撞不僅發(fā)生后續(xù)的反彈，還發(fā)生后續(xù)的旋轉(zhuǎn)，詳見圖18 (楊文采等,2001,2005,2009)。碰撞時揚子克拉通是主動沖撞板塊，碰撞在華北克拉通南沿的突出部，由于突出部不在兩克拉通重心的連線上，碰撞揚子克拉通后續(xù)的旋轉(zhuǎn)是必定會發(fā)生的。圖18為碰撞后反彈旋轉(zhuǎn)過程示意圖，圖18 (a)為古特提斯洋的東支即將封閉(250Ma)的卡通片，北方地體為華北克拉通，南方地體為揚子克拉通，由古特提斯洋的東支分隔，對應的剖面模型見圖17(a)。圖18 (b)為古特提斯洋碰撞和反彈的卡通片(230Ma)，(d) 為碰撞后并未發(fā)生旋轉(zhuǎn)時俯沖前端克拉通相對位置 (231Ma) ，對應的剖面模型見圖17(b)。圖18(c) 為碰撞后反彈拉伸和右旋的卡通片(220～215Ma)，對應的剖面模型見圖17(c)。

對比阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶，由上述分析和解構可知，在中生代秦嶺—大別—蘇魯碰撞造山作用的演化過程可分為以下四個階段。

(1)碰撞前期(270～240Ma)，見圖17(a)。這個階段主要為古特提斯洋巖石圈的俯沖。在裙邊碰撞造山帶中一般有俯沖作用的增生產(chǎn)物, 包括俯沖增生楔內(nèi)的島弧增生雜巖和邊緣海沉積巖片。大別—蘇魯碰撞帶向西與桐柏—秦嶺造山帶連接，秦嶺造山帶有同俯沖期的火山島弧與其它同俯沖期洋—陸轉(zhuǎn)換帶增生產(chǎn)物，而大別—蘇魯碰撞帶僅在北淮陽發(fā)現(xiàn)有復理石巖套，它屬于洋底沉積。因此認為，秦嶺造山帶可歸屬于裙邊碰撞，而大別—蘇魯碰撞帶應歸屬于裸碰撞。

(2)主碰撞期(240～215Ma)。 這個階段包括陸—陸碰撞(洋的封閉)及緊接其后的反彈，見圖17(b, c)。在大別蘇魯碰撞開始發(fā)生在240 Ma左右，碰撞使兩個克拉通地體接觸，緊接其后的反彈又造成了揚子克拉通與華北克拉通之間短暫伸展的地應力狀態(tài)，為揚子克拉通俯沖前端的超高壓變質(zhì)巖片的折返創(chuàng)造了條件。剛性碰撞造成的反彈造成了裸碰撞與裙邊碰撞本質(zhì)上的區(qū)別。由于比較松軟的洋陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈夾在中間，裙邊碰撞時不發(fā)生典型的反彈，碰撞產(chǎn)物中包括擠出仰沖蛇綠巖套，但少有超高壓變質(zhì)巖片的折返。大別—蘇魯碰撞帶發(fā)生典型的剛性碰撞和反彈，碰撞產(chǎn)物中少有蛇綠巖套及泥礫混雜堆積，但在陸—陸俯沖到上地幔時板片前端發(fā)生高壓或超高壓變質(zhì)作用, 通過碰撞后發(fā)生的反彈，可使一些超高壓變質(zhì)巖片折返到上地殼來。

圖18大別—蘇魯碰撞帶裸碰撞后反彈拉伸和揚子克拉通右旋過程示意圖Fig. 18 Cantons showing relative positions of collision and rotation between Sino-Korean craton and Yangtze craton(a—c) 為卡通說明，(d—f)為相對位置表示。(a) 碰撞前期大洋即將閉合(250Ma)；北方地體為華北克拉通，南方地體為揚子克拉通，由古特提斯洋的東支分隔。(b) 碰撞后反彈并沿碰撞帶張裂 (230Ma)。(c) 碰撞后反彈并發(fā)生旋轉(zhuǎn) (215Ma)。(d) 碰撞后并未發(fā)生旋轉(zhuǎn)時克拉通相對位置 (231Ma)。 (e) 碰撞后期陸—陸俯沖與高壓或超高壓變質(zhì)巖片折返時兩個克拉通相對位置 (210Ma)。方格網(wǎng)表示俯沖前端局部拉張區(qū)位置。 (f) 碰撞反彈后揚子克拉通右旋，帶動秦嶺陸—陸碰撞，最后形成秦嶺—大別—蘇魯碰撞造山帶 (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)。碰撞晚期的作用為陸—陸俯沖與高壓或超高壓變質(zhì)巖片折返期，克拉通相對位置見圖18(e) ，圖中方格網(wǎng)表示俯沖前端局部拉張超高壓變質(zhì)巖片折返區(qū)位置。對應的剖面模型見圖17(d)。由于大陸板片不如大洋板片密度大，陸—陸俯沖的深度比大洋俯沖小，一般只到軟流圈(Yang Wencai，2000，2002，2003，2009)。

(4)造山后期(190～145Ma)。碰撞造山過程逐漸停息，兩大陸板塊間的應力從擠壓轉(zhuǎn)化為拉張的階段。碰撞造山誘發(fā)的巖石圈拆離和變形仍在進行但漸趨平息，碰撞帶中遺留的巖石圈縫隙在造山后期為侵入巖漿所貫穿和縫合。沿大別—蘇魯碰撞帶分布的侏羅紀的巖漿活動，以及磨拉石槽盆也在這個階段伴隨而生。造山后期俯沖前端大陸巖石圈全部被熔斷沉入軟流圈，華北克拉通和揚子克拉通地殼通過巖漿作用熔合。

在大地構造物理學中，演化重建的實驗基礎為地殼上地幔探測結(jié)果，理論基礎為宏觀物理學定理，演化模型和地殼上地幔探測結(jié)果必須具有高度的一致性。圖19蘇魯碰撞帶深反射地震剖面和現(xiàn)今的地殼結(jié)構模型的比較。比較圖19蘇魯碰撞帶深反射地震剖面(a)和演化模型圖17(e)可見，兩者具有高度的一致性。

圖19 蘇魯碰撞帶深反射地震剖面和現(xiàn)今的地殼結(jié)構模型的比較: (a) 深反射地震剖面；(b) 現(xiàn)今的巖石圈結(jié)構，圖中方框內(nèi)為剖面(a) 的范圍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 結(jié)論

(1) 在大地構造物理學中，演化重建的基礎為地殼上地幔探測結(jié)果和宏觀物理學定理，方法為巖石圈結(jié)構模型的解構。對阿爾卑斯碰撞帶和蘇魯碰撞帶演化重建表明，現(xiàn)今的地殼上地幔探測結(jié)果和演化重建模型之間具有高度的一致性。

(2) 大陸碰撞使洋陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈正式拼入大陸板塊，造成大陸的增生。洋陸轉(zhuǎn)換增生的大陸體積，在大陸碰撞后成為大陸板塊的組成部分。

(3) 阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶在碰撞前陸緣廣泛發(fā)育有洋—陸轉(zhuǎn)換帶，這種碰撞稱為裙邊碰撞。由于比較松軟的洋陸轉(zhuǎn)換帶巖石圈夾在中間，裙邊碰撞時不發(fā)生典型的剛性碰撞和反彈，碰撞產(chǎn)物中常見蛇綠巖套及泥礫混雜堆積，少見超高壓變質(zhì)巖片的折返。

(4) 大別—蘇魯碰撞造山帶在碰撞前洋—陸轉(zhuǎn)換帶不發(fā)育，這種碰撞稱為裸碰撞。裸碰撞屬于剛性碰撞，碰撞時發(fā)生反彈，碰撞產(chǎn)物中少見蛇綠巖套及泥礫混雜堆積，常見超高壓變質(zhì)巖片的折返。裸碰撞后的反彈為超高壓變質(zhì)巖片的折返創(chuàng)造了條件。

(5) 裙邊碰撞和裸碰撞的作用過程都可分為四期，第一期為碰撞前期，第四期為后造山期。裙邊碰撞和裸碰撞的不同在于，第二期主碰撞期裙邊碰撞沖撞大陸板塊沒有明顯反彈，第三期陸—陸俯沖期超高壓變質(zhì)巖片折返不明顯。

(6) 造山后期是碰撞造山過程逐漸停息期，即兩大陸板塊間的應力從擠壓轉(zhuǎn)化為拉張的階段。這時兩大陸板塊之間有了共同的一個旋轉(zhuǎn)極，但是碰撞造山誘發(fā)的巖石圈拆離和變形仍在進行，碰撞帶巖石圈成為大陸內(nèi)部熱流會聚和巖漿活動的優(yōu)選通道，誘發(fā)強烈的巖漿活動。

大陸碰撞作用指由于大陸從相互接觸到拼合的所有作用，本篇討論的碰撞造山作用只是其中的一種，下篇再討論的大陸碰撞作用的其它類型。