王根厚， 李 典， 梁 曉， 唐 宇

0 引言

造山帶可分為增生造山帶和碰撞造山帶兩種類型(Dewey, 1980； von Huene and Scholl, 1991； Ernst,2010； Kusky et al., 2013)。增生造山帶主要由大洋板塊和大陸板塊之間的匯聚作用形成。在大洋板塊向大陸板塊發(fā)生緩慢而復(fù)雜的俯沖過程中，部分洋板塊之上物質(zhì)，如海山、洋內(nèi)島弧、微陸塊、大洋沉積物等將俯沖到地幔深部，剩下的則被刮削并堆積在弧前區(qū)域從而形成增生楔(王根厚等，2009)。碰撞造山帶多形成于洋殼俯沖消減完畢后，兩側(cè)大陸或島弧-大陸的持續(xù)匯聚作用(Zheng et al., 2013)。匯聚導(dǎo)致巨大的擠壓應(yīng)力，可導(dǎo)致位于造山帶核心的混雜巖發(fā)生強(qiáng)烈變形，并向克拉通內(nèi)部擴(kuò)展形成前陸褶皺-沖斷帶和前陸盆地(Hessami et al., 2001)。

然而，大量地質(zhì)證據(jù)也表明，在絕大部分造山帶中，大陸碰撞作用之前，陸殼均曾發(fā)生俯沖，部分可達(dá)150 km的深度( Chopin, 1984； Smith, 1984； Wang et al., 1989； Dewey et al., 1993)。陸殼俯沖以及深俯沖陸殼物質(zhì)的折返常被認(rèn)為對(duì)較多碰撞造山帶的演化起到了非常重要的作用( Chopin, 1984； Dewey et al., 1993； Matte et al., 1997)。

當(dāng)陸殼進(jìn)入俯沖帶，會(huì)發(fā)生什么樣的構(gòu)造變形，并將如何影響造山過程，目前還很少被關(guān)注。理論上，陸殼俯沖發(fā)生時(shí)，兩側(cè)陸塊已經(jīng)相互接觸，應(yīng)屬初始碰撞的范疇。但此時(shí)深部大洋板塊仍在繼續(xù)俯沖，并拖拽著陸殼加入俯沖帶。因此，陸殼俯沖實(shí)際上代表著俯沖-碰撞過渡階段，應(yīng)兼具大洋俯沖和大陸碰撞的造山作用特點(diǎn)。此外，可以預(yù)期的是，在陸殼俯沖過程中，被動(dòng)陸緣的結(jié)構(gòu)對(duì)造山作用也應(yīng)具有較大的影響。例如，陸緣的斜坡-海底扇部分，厚度較薄，將主要以俯沖作用為主；而陸棚部分，也就是大陸架的部分，由于厚度較大，與深部基底耦合性較強(qiáng)，其俯沖將很可能阻塞俯沖通道，從而發(fā)生成熟的碰撞作用。因此，陸殼俯沖應(yīng)具有復(fù)雜的構(gòu)造演化過程，對(duì)其開展深入研究，有助于深入解剖造山作用過程，深化對(duì)古今造山帶的理解。

綜上所述，由于目前關(guān)于造山帶構(gòu)造變形過程的研究主要集中于大洋俯沖增生和大陸碰撞兩個(gè)端元，俯沖-碰撞過渡期間的構(gòu)造變形特點(diǎn)、演化過程以及控制因素還較少被探討。因此，文中選擇兩個(gè)年輕的陸緣俯沖造山帶（中國臺(tái)灣造山帶和雅魯藏布江造山帶）和一個(gè)較古老的陸緣俯沖造山帶（羌塘造山帶）來開展研究，以期洞察陸殼俯沖的構(gòu)造變形過程以及與造山作用之間的相互關(guān)系。

1 造山帶實(shí)例

文章目標(biāo)是解析造山帶中被動(dòng)陸緣俯沖階段的構(gòu)造變形過程。因此，理想的研究對(duì)象是那些明確發(fā)生過被動(dòng)陸緣俯沖的造山帶。此外，為得到更為客觀的規(guī)律性認(rèn)識(shí)，所研究的造山帶的形成時(shí)代最好有一定的跨度。羌塘造山帶是西藏中部的晚三疊世古特斯造山帶，近年來的研究表明該造山帶存在陸殼俯沖的證據(jù)。雅魯藏布江造山帶和中國臺(tái)灣造山帶均是公認(rèn)的發(fā)生過陸殼俯沖的造山帶，前者發(fā)生在約65 Ma，后者發(fā)生在約6.5 Ma。因此，文中選擇上述三個(gè)造山帶開展實(shí)例研究，總結(jié)陸殼俯沖的構(gòu)造過程及特點(diǎn)。

1.1 羌塘造山帶

西藏羌塘地體，北以金沙江縫合帶與昆侖地體相鄰，南以班公湖-怒江縫合帶與拉薩地體相接。近東西向展布的龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶將羌塘地體分隔為北羌塘和南羌塘（圖1）。羌塘造山帶主要位于南羌塘地體中，其北側(cè)為龍木錯(cuò)-雙湖縫合帶，南側(cè)則向南逆沖推覆至中生界之上。造山帶主體由強(qiáng)變形淺變質(zhì)的石炭系—二疊系組成，其內(nèi)存在穹狀分布的含高壓變質(zhì)巖的俯沖雜巖，二者呈低角度正斷層接觸關(guān)系(Kapp et al., 2003)。

圖1 西藏羌塘造山帶地質(zhì)簡圖（據(jù)李典等，2021 修改）Fig. 1 Simplified geological map of the Qiangtang orogenic belt in Tibet（modified from Li et al., 2021）

1.1.1 俯沖雜巖的物質(zhì)組成

羌塘中部俯沖雜巖具有明顯的“基質(zhì)-巖塊”結(jié)構(gòu)(Li et al., 2020)。基質(zhì)主要由強(qiáng)烈面理化的細(xì)粒碎屑巖和基性巖組成(Kapp et al., 2000, 2003)。巖塊則大小不一，類型多樣，既有來自龍木錯(cuò)-雙湖古特提斯洋板塊的地層，也有來自南羌塘被動(dòng)陸緣的沉積體系。

俯沖雜巖內(nèi)可解體出大量洋板塊地層單元（圖2），包括蛇綠巖、海山和洋內(nèi)弧等。蛇綠巖殘塊的巖石類型有橄欖巖、堆晶輝長巖、枕狀玄武巖和放射蟲硅質(zhì)巖( Zhai et al., 2007; Wu et al., 2016)。蛇綠巖形成時(shí)代跨度很大，從早古生代到早二疊世均有發(fā)育。俯沖雜巖內(nèi)的海山殘塊具有基性玄武巖、碎屑巖夾層和灰?guī)r蓋層的典型的海山巖石組合?；孕鋷r常具有OIB的地球化學(xué)特征(翟慶國等,2006)。碎屑巖夾層的微量元素常與基性玄武巖一致，說明后者是前者的物源。海山的形成時(shí)代為465 Ma和238 Ma。海山殘塊既有俯沖到深部遭受高壓變質(zhì)作用，也大量以巖塊形式加入俯沖雜巖中。洋內(nèi)弧殘塊主要由日灣茶卡灰?guī)r和望果山組火山巖組成?；?guī)r含有早石炭世晚期維憲期珊瑚化石（330.9～346.7 Ma；李典等, 2021），火山巖形成時(shí)代為346～372 Ma (Dan et al., 2019)，因此二者形成時(shí)代幾乎一致?；?guī)r內(nèi)碎屑巖夾層最年輕碎屑鋯石峰值為325～375 Ma (李典等, 2021)，物源應(yīng)為其下伏的望果山組火山巖。部分藍(lán)片巖相多硅白云母片巖也具有類似的碎屑鋯石分布特征，說明部分洋內(nèi)弧曾俯沖至深部遭受了高壓變質(zhì)作用。

從俯沖雜巖內(nèi)解體出的南羌塘被動(dòng)陸緣沉積體系，主要包括由早古生代地層組成的超大型巖塊以及大量的晚古生代地層巖塊（圖2）。前者的變形和構(gòu)造置換均較為微弱，沉積序列、沉積構(gòu)造以及古生物化石均保存良好。該超大型巖塊包含寒武系榮瑪巖組、奧陶系下古拉巖組和塔石山巖組、志留系三岔溝巖組、泥盆系長蛇山巖組等地層(孫霄飛,2016)，總體為一套淺海陸棚沉積。后者則呈現(xiàn)大小不一的巖塊，主要由石英砂巖組成，大量散布于俯沖雜巖中。該類巖塊的碎屑鋯石分布特征與南羌塘晚古生代地層完全一致，都具有岡瓦納親緣性(Li et al., 2019)，說明其應(yīng)源自南羌塘被動(dòng)陸緣沉積體系。多數(shù)晚古生代地層巖塊均遭受了綠片巖相變質(zhì)并形成了透入性面理，但也有部分幾乎未遭受變形變質(zhì)，仍保存著完好的原始平行層理和交錯(cuò)層理。

圖2 羌塘造山帶物質(zhì)組成示意圖Fig. 2 Schematic diagram of the composition of the Qiangtang accretionary orogenic belt

1.1.2 俯沖雜巖的變質(zhì)作用

俯沖雜巖各組成部分變質(zhì)作用差異較大。大面積分布的基質(zhì)主要遭受低綠片巖相-綠片巖相變質(zhì)作用，形成了板巖、千枚巖和片巖(Li et al., 2020)。

巖塊之間的變質(zhì)程度則差異較大。多數(shù)石英砂巖塊體遭受了綠片巖相變質(zhì)作用，形成了石英巖或云母石英片巖?；詭r大多變質(zhì)程度不高，部分甚至保留著原始的火成巖結(jié)構(gòu)(Zhang et al., 2006)。然而，也有部分堆晶輝長巖遭受了角閃巖相變質(zhì)作用疊加，形成了斜長角閃片麻巖及綠簾角閃片巖(Zhai et al., 2016)。

俯沖雜巖內(nèi)最引人注目的是藍(lán)片巖和榴輝巖等高壓變質(zhì)巖塊體。值得注意的是，這些高壓變質(zhì)巖塊體也具有“基質(zhì)-巖塊”的混雜巖結(jié)構(gòu)，其中多硅白云母作為基質(zhì)包裹了藍(lán)片巖和榴輝巖等高壓變質(zhì)巖。根據(jù)溫度壓力研究，藍(lán)片巖相巖塊中，多硅白云母的峰期變質(zhì)條件為P=0.8～1.7 GPa、T=402～481 ℃，藍(lán)片巖峰期溫壓條件為P=0.8～1.5 GPa、T=420～330 ℃；榴輝巖相巖塊中，榴輝巖的峰期變質(zhì)溫壓條件為P=2.0～2.5 GPa、T=410～460 ℃，多硅白云母的峰期溫壓條件為P=1.8～1.95 GPa、T=480～510 ℃ (Li et al., 2020)。因此，雜巖內(nèi)的高壓變質(zhì)巖塊體實(shí)為經(jīng)歷了深俯沖并遭受高壓變質(zhì)作用的俯沖雜巖。

洋殼冷俯沖是這些高壓變質(zhì)巖的主要成因。一方面，這些高壓變質(zhì)巖具有明確的低溫高壓變質(zhì)作用，特別是含有典型的低溫高壓變質(zhì)作用指示礦物-硬柱石。例如，拉雄錯(cuò)-紅脊山區(qū)域的藍(lán)片巖發(fā)現(xiàn)有硬柱石礦物，戈木錯(cuò)和岡瑪錯(cuò)一帶的榴輝巖則發(fā)現(xiàn)有簾石+鈉云母形成的硬柱石假象。此外，相平衡模擬和溫壓估算也顯示，該區(qū)多數(shù)榴輝巖和藍(lán)片巖都處于硬柱石穩(wěn)定域。另一方面，這些高壓變質(zhì)巖具有洋殼物質(zhì)的原巖屬性。例如，多數(shù)基性高壓變質(zhì)巖都具有E-MORB、OIB洋島/海山(鄧希光等, 2002；張修政等, 2010; Zhai et al., 2011a)以及洋內(nèi)古島弧地體的原巖特征。然而，同樣不可忽視的是，也有部分高壓變質(zhì)巖可能是陸殼物質(zhì)俯沖消減形成的。

根據(jù)目前的年代學(xué)研究，高壓變質(zhì)作用的時(shí)代跨度較大，從早二疊世到晚三疊世均有報(bào)道。高壓變質(zhì)巖折返時(shí)代主要集中在230～210 Ma (李才,1997；鄧希光等, 2000; Kapp et al., 2003；李才等, 2006；Pullen et al., 2008； 董永勝等, 2009； 翟慶國等, 2009；Zhang et al., 2010； Zhai et al., 2011b；Liang et al., 2012 )，也有部分在約260 Ma即已折返。

1.1.3 逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系的物質(zhì)組成

逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系主要由石炭系—二疊系組成。該構(gòu)造體系變形強(qiáng)烈，但層序和原始沉積構(gòu)造均保存良好，總體為有序的“史密斯”地層。該套地層屬南羌塘被動(dòng)陸緣沉積序列，包括上石炭統(tǒng)擦蒙組、上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)展金組、下—中二疊統(tǒng)曲地組、中—下二疊統(tǒng)吞龍貢巴組、中二疊統(tǒng)龍格組。其中，上石炭統(tǒng)擦蒙組和上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)展金組均以石英砂巖為主，并含一套冰海雜礫巖，與喜馬拉雅和拉薩區(qū)域的同時(shí)代地層類似。下—中二疊統(tǒng)曲地組則主要為一套海底扇沉積，巖性組合以細(xì)粒粉砂質(zhì)板巖和泥質(zhì)板巖為主，偶夾礫巖、硅質(zhì)巖和垮塌沉積的早二疊世灰?guī)r。中—下二疊統(tǒng)吞龍貢巴組為一套淺海陸棚-河流三角洲沉積，主要巖性為細(xì)粉砂巖與泥巖互層，間夾灰?guī)r。中二疊統(tǒng)龍格組為一套碳酸鹽巖臺(tái)地沉積 (聶澤同和宋志敏, 1983；王忠寶等, 2017)。

1.1.4 中—晚三疊世巖漿作用

伴隨著雜巖內(nèi)高壓變質(zhì)巖的折返，羌塘中部出現(xiàn)了強(qiáng)烈的巖漿活動(dòng)，形成了一套晚三疊世的侵入巖和火山-沉積體系。

其中，侵入巖時(shí)代為209～225 Ma，主要侵位于羌塘俯沖雜巖內(nèi)，也有部分侵入石炭系—二疊系中。該套侵入巖總體為弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性—鈣堿性二長花崗巖，具有S型花崗巖的特點(diǎn)(李靜超等, 2015； 胡培遠(yuǎn)等, 2010)。目前的研究普遍認(rèn)為該套侵入巖是陸陸碰撞期間板片斷離所誘發(fā)的(Li et al., 2015； Wu et al., 2016； Liu et al., 2016)。

火山-沉積體系則主要在諾利期—瑞替期（201～221 Ma）形成(Zhai et al., 2007；Wang et al., 2008； Li et al., 2018)，廣泛覆蓋在俯沖雜巖和石炭系—二疊系之上。其上部為雙峰式火山巖(Zhang et al., 2011)，底部往往為底礫巖，構(gòu)成一套區(qū)域性角度不整合面。

1.1.5 構(gòu)造變形體系

石炭系—二疊系內(nèi)主要發(fā)育一套縱彎褶皺和逆沖斷層的構(gòu)造樣式（圖3）。其中，縱彎褶皺不僅導(dǎo)致晚古生代地層重復(fù)，還在軟弱的泥質(zhì)巖石內(nèi)形成強(qiáng)烈的劈理置換。基于層理產(chǎn)狀的赤平投影，該類褶皺為圓柱形褶皺，樞紐傾角較緩，軸面北傾，翼尖角為50°～70°。一系列北傾的逆沖斷層則導(dǎo)致該套晚古生代地層相互構(gòu)造疊置和重復(fù)，斷層內(nèi)的斷層角礫和劈理等小構(gòu)造指示著上盤向南的逆沖方向。值得注意的是，逆沖斷層明顯切過了褶皺的轉(zhuǎn)折端和翼部，錯(cuò)動(dòng)區(qū)域地層產(chǎn)狀明顯變陡，暗示褶皺略早于斷層發(fā)生。綜上所述，石炭系—二疊系具有逆沖疊瓦扇的構(gòu)造特點(diǎn)(Li et al., 2019)。

圖3 羌塘造山帶雙層構(gòu)造體系示意圖Fig. 3 Schematic diagram of the double-layer structure in the Qiangtang accretionary complex

俯沖雜巖內(nèi)則總體具有四期變形歷史(Li et al.,2020)。然而，雜巖的不同部分經(jīng)歷的構(gòu)造變形完全不同。

第一期變形主要發(fā)育在綠片巖相變質(zhì)的基質(zhì)中，構(gòu)造樣式主要為順層面理S1、同斜緊閉褶皺或無根勾狀褶皺、順層透鏡體等。S1面理之上可觀察到由石英拉長形成的拉伸線理，但其側(cè)伏角往往變化較大。強(qiáng)硬的基性巖和石英巖等巖塊被S1面理所包裹。透鏡狀的細(xì)粒石英砂巖和雜砂巖在宏觀上呈現(xiàn)出類似于S-C組構(gòu)的幾何特征?；|(zhì)中發(fā)育大量平行于S1面理的石英脈。除極少量未變形的，絕大部分變質(zhì)石英砂巖巖塊中，S1面理普遍存在。在長石-石英片巖組成的巖塊中，由云母域和長英質(zhì)域組成S1面理，并常常發(fā)生遞進(jìn)變形形成緊閉同斜褶皺。在少量結(jié)晶灰?guī)r塊體內(nèi)，S1面理也變形為同斜緊閉褶皺。然而，基性巖塊體內(nèi)的變形則差異較大。部分基性巖塊體形成了透入性的S1面理，少量存在角閃巖相片麻理。其余基性巖則只在邊部發(fā)育S1面理，內(nèi)部則幾乎沒有變形。在高壓變質(zhì)巖中，第一期變形非常罕見，僅在部分巖塊中保留有緊閉同斜褶皺。鏡下可觀察到同構(gòu)造石榴石中保存有彎曲的S1面理，并延伸到石榴石外的基質(zhì)中。高壓變質(zhì)巖的基質(zhì)內(nèi)局部可見與第一期變形同期的C′剪切帶殘留。

無論是在基質(zhì)中還是在巖塊中，第二期變形都是俯沖雜巖中最明顯的變形。構(gòu)造樣式主要體現(xiàn)為S2面理、F2褶皺以及剪切帶。該期褶皺主要表現(xiàn)為S1面理的褶皺和第一期褶皺F1的重褶。伴隨該期褶皺作用，普遍發(fā)育S2褶劈理置換。顯微尺度下，S2褶劈理呈現(xiàn)為S1面理的微小褶皺，并伴隨出現(xiàn)新生絹云母及黑云母。平行于S2面理的韌性剪切帶也廣泛發(fā)育，明顯切割了S1面理。露頭觀察顯示，剪切帶之間的透鏡體區(qū)域呈現(xiàn)出伸展性褶劈理的幾何形態(tài)。在高壓變質(zhì)巖中，S2面理是主期面理。鏡下可觀察到與S1平行的白云母發(fā)生微小褶皺，并再次生長。高壓變質(zhì)巖內(nèi)這些白云母與石英則明顯發(fā)生了構(gòu)造分異，因此無論是在露頭還是鏡下均可觀察到平行S2的云母域和石英域。

第三期變形表現(xiàn)為S1-S2復(fù)合面理的平臥褶皺，軸面緩傾，但樞紐傾伏向變化較大。該期變形未形成面理置換，因此其變形應(yīng)處于低級(jí)變質(zhì)條件，從而限制了定向礦物的生長。

第四期變形中，褶皺作用較為微弱，變形主要表現(xiàn)為一系列北傾的脆性斷層。斷層內(nèi)往往呈現(xiàn)為千枚巖帶和含硫化物的構(gòu)造角礫巖。

1.1.6 拆離斷層

石炭系—二疊系組成的逆沖疊瓦扇與深部俯沖雜巖之間為低角度正斷層(Li et al., 2020)。Kapp et al.（2000, 2003）認(rèn)為其代表了羌塘中部大規(guī)模拆離斷層系統(tǒng)。該拆離系統(tǒng)核部為俯沖雜巖，糜棱巖化的俯沖雜巖之上則為綠泥石微角礫巖或斷層泥。糜棱巖化帶內(nèi)的剪切指示標(biāo)志和脆性斷層均指示上盤向（東）南的運(yùn)動(dòng)學(xué)方向(Kapp et al., 2000, 2003)。

1.2 雅魯藏布江造山帶

雅魯藏布江造山帶內(nèi)的加查增生雜巖北部邊界以南傾斷裂逆沖于雅魯藏布江蛇綠混雜巖之上，南部以中央直立帶與一套上三疊統(tǒng)變形而來的褶皺-沖斷帶構(gòu)造接觸(圖4; Fang et al., 2020)。

圖4 雅魯藏布江造山帶地質(zhì)簡圖Fig. 4 Simplified geological map of the Yarlung Zangbo River orogenic belt

1.2.1 加查增生雜巖物質(zhì)組成

加查增生雜巖具有明顯的“基質(zhì)-巖塊”結(jié)構(gòu)，其原始沉積構(gòu)造和層序已消失殆盡。雜巖的基質(zhì)主要為遭受了低級(jí)變質(zhì)作用的砂巖和泥巖，巖塊主要由灰?guī)r、石英砂巖及各類基性巖組成，分別遭受了不同程度的變質(zhì)作用。按照物質(zhì)組成和變形特征，自北向南，該雜巖可劃分為桑東巖組、普姆巖組、江惹巖組、色拉巖組和邦浪巖組五個(gè)巖組(Fang et al., 2020)。

桑東巖組位于加查增生雜巖最北側(cè)，與雅魯藏布江蛇綠混雜巖帶呈逆沖斷層接觸。其基質(zhì)由變質(zhì)砂巖和千枚巖組成，巖塊類型主要為變質(zhì)石英砂巖、大理巖和片理化基性巖（圖5）。普姆巖組基質(zhì)主要由千枚巖、千糜巖和變質(zhì)粉砂巖組成，內(nèi)部大量發(fā)育呈無根勾狀褶皺形態(tài)的石英脈，巖塊的巖石類型主要為變質(zhì)石英砂巖和綠片巖。江惹巖組基質(zhì)主要為含石墨千枚巖和細(xì)粒變質(zhì)砂巖，內(nèi)部大量發(fā)育的石英脈呈連續(xù)褶皺形態(tài)，巖塊類型為變質(zhì)石英砂巖、大理巖、玄武質(zhì)片巖和變質(zhì)基性巖。色拉巖組基質(zhì)也主要為千枚巖和變質(zhì)砂巖，巖塊則類型多樣，有石榴石云母片巖、變質(zhì)基性巖、綠片巖、陽起石片巖和變質(zhì)石英砂巖等。其中，石榴石云母片巖內(nèi)還包裹有綠簾角閃巖塊體，說明其應(yīng)為遭受了高級(jí)變質(zhì)作用的增生雜巖。邦浪巖組基質(zhì)為呈互層狀產(chǎn)出的細(xì)粒變質(zhì)砂巖和千枚巖，巖塊為變質(zhì)砂巖。該巖組內(nèi)原生構(gòu)造保存相對(duì)較多，鮑瑪序列、底模和槽模構(gòu)造的殘留均有發(fā)現(xiàn)。

圖5 加查增生雜巖物質(zhì)組成示意圖Fig. 5 Schematic diagram of the composition of the Jiacha accretionary complex

1.2.2 逆沖疊瓦扇物質(zhì)組成

雅魯藏布江造山帶的逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系主要由上三疊統(tǒng)江雄組、上三疊統(tǒng)宋熱組和上三疊統(tǒng)涅如組三套有序的“史密斯”地層組成(Fang et al., 2019)。

其中，江雄組為一套海底扇沉積，巖性組合為灰色長石石英砂巖與灰黑色泥巖呈韻律性互層。該地層大量發(fā)育鮑瑪序列、勾模槽模、重荷模等原生沉積標(biāo)志，局部保留垮塌成因的包卷層理構(gòu)造。其泥巖表面的遺跡化石也指示了半深海-深海的沉積環(huán)境。宋熱組為一套斜坡相-海底扇相沉積，巖性組合主要為細(xì)粒砂巖、粉砂質(zhì)泥巖及少量含泥礫砂巖，局部含水道砂體。該地層也發(fā)育有鮑瑪序列和蟲跡化石。涅如組為一套半深水斜坡相沉積，巖性組合以變質(zhì)石英砂巖為主，夾泥巖和少量灰?guī)r透鏡體，底模構(gòu)造少見，但順層滑動(dòng)構(gòu)造較為發(fā)育。

1.2.3 加查增生雜巖的變質(zhì)作用

根據(jù)X射線衍射實(shí)驗(yàn)分析結(jié)果，加查增生雜巖內(nèi)板巖和千枚巖的伊利石結(jié)晶度平均為0.24 Δ°2θ?；谝晾Y(jié)晶度與溫度的定量關(guān)系 (Mukoyoshi et al., 2007)，推斷加查增生雜巖的基質(zhì)變質(zhì)溫度平均值為303 ℃，處于淺變質(zhì)帶區(qū)域(Ditullio et al., 1993)。

色拉巖組核心為高級(jí)變質(zhì)巖，具有“基質(zhì)+巖塊”的結(jié)構(gòu)，石榴石云母片巖作為基質(zhì)，包裹了石榴石綠簾斜長角閃巖等塊體。

根據(jù)白云母壓力計(jì) (Massonne and Schreyer,1987)，色拉巖組石榴石云母片巖的變質(zhì)壓力為2.7～5.2 kbar，平均值為3.5 kbar。白云母Si-Al圖解和w(Al2O3)-w(FeO)變質(zhì)相帶投圖顯示，白云母類型為Al白云母，變質(zhì)相帶主要處于黑云母綠泥石鐵鋁榴石帶，并靠近十字石帶，總體屬低壓高溫變質(zhì)巖。該片巖局部可觀察到石英的靜態(tài)重結(jié)晶，礦物顆粒之間呈近120°穩(wěn)定結(jié)構(gòu)接觸，也說明變形時(shí)處于高溫高溫條件。根據(jù)EBSD分析結(jié)果，其內(nèi)石英顆粒的重結(jié)晶作用包括顆粒邊界遷移（GBM）和亞顆粒旋轉(zhuǎn)（SR）兩種方式，表明其變形溫度可能為480～530 ℃ 。

根據(jù)壓力P與角閃石Altot之間的指數(shù)關(guān)系(Ridolfi et al., 2010)，石榴石綠簾斜長角閃巖形成壓力為0.3～8.7 kbar，平均值為3.8 kbar。根據(jù)石榴子石-角閃石溫度計(jì)，基于共生平衡的石榴子石和角閃石之間鐵-鎂交換(Graham and Powell, 1984)，色拉巖組石榴綠簾石斜長角閃巖的變質(zhì)溫度為446～559 ℃，平均值為517 ℃。根據(jù)角閃石-斜長石溫度計(jì)，其變質(zhì)溫度為494～542 ℃，平均值為512 ℃。

1.2.4 逆沖疊瓦扇的變質(zhì)作用

根據(jù)X射線衍射實(shí)驗(yàn)分析結(jié)果，由上三疊統(tǒng)組成的逆沖疊瓦扇北部的伊利石結(jié)晶度平均為0.27 Δ°2θ。根據(jù)伊利石結(jié)晶度與溫度的定量關(guān)系 (Mukoyoshi et al., 2007)，其變質(zhì)溫度為280～312 ℃，平均值為297 ℃。逆沖疊瓦扇南部伊利石結(jié)晶度為0.30 Δ°2θ，變質(zhì)溫度平均值為292 ℃。因此，加查逆沖疊瓦扇變質(zhì)作用處于近變質(zhì)帶(Ditullio et al., 1993) 。

1.2.5 構(gòu)造變形體系

（1） 加查增生雜巖

加查增生雜巖主要經(jīng)歷了兩期透入性變形歷史(Fang et al., 2020)。

第一期變形以剪切應(yīng)變?yōu)橹?，在雜巖基質(zhì)內(nèi)普遍形成了順層的復(fù)合面理S0-S1以及與面理近平行的韌性剪切帶?；|(zhì)中的薄層砂巖強(qiáng)烈褶皺，形成了平行于S1面理的無根鉤狀褶皺以及構(gòu)造透鏡體。沿面理發(fā)育大量石英脈，后者常常進(jìn)一步發(fā)育緊閉褶皺和無根勾狀褶皺。此外，部分基性巖和石英砂巖也常常發(fā)育S1面理。在石榴石云母片巖塊體內(nèi)，同構(gòu)造石榴石顯示出上盤向南的運(yùn)動(dòng)學(xué)方向，與基質(zhì)韌性剪切帶內(nèi)S-C組構(gòu)和C′構(gòu)造指示的運(yùn)動(dòng)學(xué)方向一致。

第二期變形總體為擠壓構(gòu)造，普遍形成了南傾的S2面理（褶劈理—連續(xù)劈理）置換。然而，該期變形在各巖組中的表現(xiàn)則略有不同。其中，桑東巖組中的S2面理呈現(xiàn)出透入性構(gòu)造置換的特征。其余各巖組中則呈現(xiàn)為明顯的第二期褶皺變形和相應(yīng)的軸面劈理（S2）置換。沿著S2面理，局部可見中基性巖脈侵位。但巖脈內(nèi)部也微弱地發(fā)育與S2平行的面理。因此，這些中基性巖脈應(yīng)是同構(gòu)造巖脈。相關(guān)巖脈的測(cè)年結(jié)果表明S2面理的形成時(shí)代為55 Ma。

（2）逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系

上三疊統(tǒng)主要遭受一期南北向擠壓作用，形成了一系列向南推覆的北傾逆沖斷層（斷層面產(chǎn)狀：350°～25°∠ 30°～50°）。這些斷層作為邊界分隔了軸面北傾的褶皺構(gòu)造，整體組成了一套向南的逆沖疊瓦扇體系。該套構(gòu)造體系內(nèi)的褶皺多為斜歪傾伏的具不對(duì)稱幾何形態(tài)的開闊-同斜褶皺（軸面產(chǎn)狀：355°～30°∠ 35°～65°。樞紐產(chǎn)狀：90°～115°∠ 15°～30°），少部分為傾豎形態(tài)。其中最北端的江雄組內(nèi)主要發(fā)育軸面北傾的倒轉(zhuǎn)褶皺（背斜北翼正常，南翼倒轉(zhuǎn)），且翼尖角往往呈現(xiàn)尖棱褶皺的形態(tài)。向南，褶皺卷入的地層逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)檎有?，褶皺軸面逐漸轉(zhuǎn)為直立（軸面產(chǎn)狀：350°～20°∠ 60°～80°），褶皺組合形態(tài)明顯呈現(xiàn)為復(fù)式褶皺。伴隨以S0為變形面的褶皺的發(fā)育，軸面和翼部部分區(qū)域常常形成透入性的劈理S1置換。

（3） 中央直立帶

中央直立帶（圖6a、6b）分隔了加查增生雜巖和逆沖疊瓦扇兩套構(gòu)造體系，其寬約為800～1000 m。帶內(nèi)泥質(zhì)巖石多遭受剪切作用從而被改造為千糜巖，沉積層理則幾乎完全被置換為糜棱面理。糜棱面理產(chǎn)狀陡立（圖6c），傾角普遍在75°～85°。直立的面理之上可見拉伸線理以及后期疊加的擦痕（圖6c—6e），二者產(chǎn)狀近平行，傾伏向?yàn)?00°～120°，傾伏角為5°～15°。

中央直立帶以北的加查增生雜巖發(fā)育向北逆沖的疊瓦狀逆沖斷層，以南的三疊系內(nèi)發(fā)育朝南逆沖的疊瓦狀逆沖斷層，與正花狀構(gòu)造樣式極為相似（圖6a）。

圖6 雅魯藏布江造山帶雙層構(gòu)造體系示意圖及中央直立帶Fig. 6 Schematic diagram of the double-layer structure in the Yarlung Zangbo River orogenic belt and the central steep belt

根據(jù)以上特征，中央直立帶可能是具有向南東東（SEE）斜滑（右形）運(yùn)動(dòng)學(xué)特征的走滑斷層體系。

1.3 中國臺(tái)灣增生造山帶

中國臺(tái)灣造山帶，自西向東，依次由中國臺(tái)灣海峽、海岸平原（前陸盆地）、西部麓山帶（褶皺-沖斷帶）、雪山山脈（褶皺-沖斷帶）、中央山脈（增生楔）、臺(tái)東縱谷以及海岸山脈組成（圖7，圖8），是南中國大陸地殼與呂宋島弧發(fā)生弧-陸碰撞形成的造山帶(Huang et al., 2000, 2006, 2012)。以臺(tái)東縱谷為界，其西側(cè)的中央山脈、雪山山脈和西部麓山帶均具有大陸屬性，其東側(cè)的海岸山脈則具有海洋屬性（黃奇瑜，2017）。

圖8 中國臺(tái)灣造山帶地質(zhì)剖面簡圖（剖面AB位置見圖7；據(jù)Huang et al.，2000修改）Fig. 8 Simplified geological profile of the Taiwan orogenic belt in China (modified from Huang et al., 2000)

南中國大陸與呂宋島弧的弧-陸碰撞初始發(fā)生時(shí)代約為6.5 Ma (Chi et al., 1981； Lin et al., 2003)。該碰撞持續(xù)至今，并具有斜向碰撞的特點(diǎn)。該造山帶從碰撞點(diǎn)一直向南擴(kuò)展至今(Suppe, 1984)，因此在不同部位體現(xiàn)出不同階段的碰撞的特點(diǎn)：目前，其南部和中部正處于初始碰撞和完全碰撞階段(Shyu et al., 2005； Fuller et al., 2006)；北側(cè)的碰撞作用則已經(jīng)停止，進(jìn)入后碰撞伸展垮塌階段 (Wu et al., 2009；Chen et al., 2014)。具體而言，21°20′N以南，處于南中國大陸被動(dòng)陸緣的碰撞前階段(McIntosh et al.,2013)。21°20′N以北，則以陸緣初始碰撞為主，涉及早—中中新世的斜坡-海溝沉積和部分陸棚沉積物的俯沖(Reed et al., 1992)。22°40′～24°N，加入俯沖帶的則主要為陸棚物質(zhì)，弧前盆地的面積也因俯沖侵蝕而大幅縮減，因而處于完全碰撞的造山帶區(qū)域(Cheng et al., 2002)。綜上所述，中國臺(tái)灣造山帶是研究洋-陸轉(zhuǎn)換期間陸緣俯沖過程的理想?yún)^(qū)域。

1.3.1 南中國大陸被動(dòng)陸緣結(jié)構(gòu)

根據(jù)高分辨率測(cè)深數(shù)據(jù)，南中國被動(dòng)陸緣（圖7）由緩傾的陸棚和相對(duì)較陡的大陸斜坡構(gòu)成。陸棚傾向南東，傾角小于1°。大陸斜坡傾向南東，傾角為3°～9°，內(nèi)部存在大量北西—南東向的峽谷系統(tǒng)，并被濁積巖充填 ( Liu et al., 2004)。南中國被動(dòng)陸緣的沉積可能與中新世晚期全球海平面的顯著下降有關(guān)，彼時(shí)中國東南部海岸線轉(zhuǎn)移至中國臺(tái)灣海峽東部，陸源沉積物因此得以向南東搬運(yùn)至中國大陸邊緣的陸架和斜坡地帶(Zhang et al., 2014)。

圖7 中國臺(tái)灣造山帶地質(zhì)簡圖（據(jù)Huang et al.，2000修改）Fig. 7 Simplified geological map of the Taiwan orogenic belt in China (modified from Huang et al., 2000)

1.3.2 中國臺(tái)灣造山帶的物質(zhì)組成及變形特征

中央山脈位于中國臺(tái)灣梨山斷裂以東，其內(nèi)分布有屬中國臺(tái)灣造山帶的增生雜巖。自西向東，該增生雜巖可進(jìn)一步劃分為：①中新世濁積巖；②板巖帶，主要由始新世變質(zhì)砂板巖組成；③中央山脈變質(zhì)巖系（Tananao巖群），主要由中生代大理巖、片巖和片麻巖組成。其中，部分變質(zhì)巖石被認(rèn)為是前第三系陸緣變質(zhì)巖及火成基底巖石(Beyssac et al.,2007, 2008)。上述組成單元的原巖均具有中國大陸邊緣的親緣性(Chai, 1972)。從構(gòu)造變形角度看，中央山脈變質(zhì)巖系具有俯沖帶內(nèi)常見的各類韌性剪切構(gòu)造和復(fù)雜褶皺變形。變質(zhì)巖系內(nèi)片巖組廣泛發(fā)育褶劈理S2（圖9a），其內(nèi)先存石英脈則常遭受右行剪切變形形成石英脈透鏡體（圖9b），體現(xiàn)出強(qiáng)烈的構(gòu)造置換特點(diǎn)（圖9c），部分長英質(zhì)脈體還體現(xiàn)出揉流褶皺特征（圖9d）。大理巖組則呈現(xiàn)出強(qiáng)烈的韌性剪切變形特征，廣泛發(fā)育鞘褶皺（圖10a—10c），并在褶皺轉(zhuǎn)折端發(fā)生明顯的流變加厚（圖10d）。因此，中央山脈區(qū)域的增生雜巖總體被認(rèn)為屬陸殼型增生雜巖，其所含的屬于歐亞大陸板塊的沉積物和上地殼巖石，均被認(rèn)為是陸殼俯沖過程中從陸殼上部刮削下來的物質(zhì)(Sibuet and Hsu, 2004)。

圖9 中央山脈變質(zhì)巖系片巖變形特征Fig. 9 Deformation characteristics of the schists in the Central Range complex(a) Crenulation S2; (b) Quartz vein lens with dextral shear sense; (c) Schistose foliation was imposed; (d) Flow folds of felsic veins

圖10 中國臺(tái)灣中央山脈變質(zhì)巖系中大理巖變形特征Fig. 10 Sheath folds of the marbles in the Central Range complex of Taiwan, China(a) Asymmetric fold on the XY profile; (b) and (c) Sheath fold on the YZ profile; (d) The hinge zone of the sheath fold was thickened

恒春半島則位于中央山脈的南端，處于洋殼俯沖到弧-陸碰撞的轉(zhuǎn)換區(qū)域，其內(nèi)隆升出了最年輕的增生雜巖(Tian et al., 2019)。恒春雜巖西部主要由上新世—更新世淺海前陸沉積序列組成，東部主要由中新世中晚期濁積巖序列組成，二者之間的邊界則分布著Kenting混雜巖。其中，中新世中晚期濁積巖序列稱為牧田組(Chang, 1964；Sung, 1991)，主體巖性是變質(zhì)的砂板巖，含有數(shù)量眾多的砂巖和礫巖透鏡體(Chang et al., 2003)，總體為一套斜坡相以及海底扇沉積(Pelletier and Stephan, 1986； Sung, 1991)。其中，最年輕的濁積巖地層時(shí)代為晚中新世8.6～5.8 Ma (Chang, 1966；Huang et al., 1997)。Kenting混雜巖則分布在強(qiáng)烈變形的濁積巖區(qū)域，可當(dāng)做切過牧田組的大型剪切斷層帶。該混雜巖具有典型的“基質(zhì)-巖塊”結(jié)構(gòu)，成因不同的巖塊混于鱗片狀面理化的泥質(zhì)基質(zhì)內(nèi)。面理之上常常發(fā)育線理，指示著剪切方向( Chang et al., 2003)。恒春雜巖東部的淺海沉積巖主要為一套向上變淺的前陸沉積序列，包括馬鞍山組(Ishizaki, 1942)、恒春灰?guī)r (Rokkaku and Makiyama, 1934)。值得注意的是，部分Kenting混雜巖內(nèi)之上也被該套前陸盆地沉積角度不整合覆蓋(Chang et al., 2003)。

在加入增生楔之前，恒春雜巖內(nèi)的中新世沉積序列應(yīng)起源于南中國大陸邊緣（Zhang et al.，2014）。原因如下：①根據(jù)礫石和巖屑成分分析，牧田組(Mutian Formation)復(fù)理石具有南中國大陸被動(dòng)陸緣親緣性(Page and Lan, 1983)；②古流向測(cè)量統(tǒng)計(jì)結(jié)果為向南或東南，顯示這些碎屑物質(zhì)主要是從中國大陸運(yùn)移過來的(Lin et al., 2003)；③碎屑鋯石的研究也表明，這些沉積序列與中國大陸被動(dòng)陸緣密切相關(guān)(Zhang et al., 2014)。此外，恒春雜巖內(nèi)還存在著時(shí)代為22～24 Ma的基性巖，也被認(rèn)為是從南中國海上刮削下來的海山和洋殼(Tian et al., 2019)。

中央山脈的增生雜巖以東，雪山山脈(Ho,1988)、西部麓山帶、海岸平原等區(qū)域均主要由被動(dòng)陸緣和前陸沉積層序組成，并沿著系列東傾逆沖斷層順次增生( Malavieille and Trullenque, 2009)。這些地層均屬中國大陸邊緣層序，包含中生代基底，古近系同裂谷層序和晚漸新世—新近紀(jì)裂谷后地層，總體是一套淺海陸棚-斜坡環(huán)境沉積（Huang et al.,2012）。

1.3.3 增生雜巖的變質(zhì)作用

位于中央山脈的增生雜巖變質(zhì)程度具有較大的內(nèi)部差異。從巖性類型上看，板巖、片巖和高壓變質(zhì)巖均有分布。

根據(jù)X射線衍射實(shí)驗(yàn)分析結(jié)果：在Tananao巖群中，伊利石結(jié)晶度小于0.25 Δ°2θ。但在板巖帶中，伊利石結(jié)晶度為0.25～0.50 Δ°2θ(Lin, 2002)。因此，板巖帶和片巖帶在剝露前應(yīng)被埋藏在不同的深度，最終通過構(gòu)造作用直接接觸從而混雜在一起。

在Tananao 巖群中，還存在高壓變質(zhì)巖石的塊體。由于該類巖塊與其片巖基質(zhì)具有迥然不同的巖石學(xué)特征，因此呈現(xiàn)出外來巖塊的特征(Liou,1981)。其中，Juisui塊體主要為藍(lán)片巖、（石榴石-綠簾）角閃巖、含石榴石黑色片巖、含綠輝石基性巖等組成(Liou et al., 1975)；Wanjung塊體則主要賦存于蛇紋石化混雜巖中的含綠輝石的變質(zhì)超基性巖內(nèi)(Yui and Lo, 1989)?？傮w而言，這些高壓變質(zhì)巖都是洋殼成因，其原巖包含深海沉積物、玄武巖或輝長巖等巖石類型(Beyssac et al., 2008)。根據(jù)變質(zhì)巖石學(xué)研究，這些高壓變質(zhì)巖石最初埋藏于35～40 km的深度，并在10～15 Ma折返至中部地殼層次(約1 km)。最后階段的折返在4.5～10 Ma發(fā)生，因此應(yīng)與歐亞被動(dòng)陸緣的增生與碰撞有關(guān)(Beyssac et al.,2008)。

1.3.4 增生造山帶的雙層構(gòu)造變形體系

根據(jù)目前的深部結(jié)構(gòu)研究結(jié)果，中國臺(tái)灣造山帶具有明顯的雙層構(gòu)造變形體系（圖11）：上地殼以碰撞相關(guān)的擠壓縮短變形為主，中—下地殼(約750℃， 深25 km )的物質(zhì)主要是俯沖的歐亞板塊地殼，并發(fā)生平行于匯聚方向的剪切變形。后者主要體現(xiàn)為各向異性礦物的定向分布(Huang et al., 2015)。

圖11 中國臺(tái)灣造山帶深部結(jié)構(gòu)示意圖（據(jù)Huang et al. ，2015；Chen et al. ，2019修改）Fig. 11 Schematic diagram of the deep structure of the orogenic belt in Taiwan, China (modified from Huang et al., 2015; Chen, 2019)

此外，不同區(qū)域的地震反射數(shù)據(jù)顯示，無論是在南中國大陸的陸緣俯沖帶還是陸棚碰撞帶，疊瓦狀增生雜巖之下均底墊著一套深俯沖陸殼物質(zhì)。

（1）在處于陸緣俯沖帶的恒春半島南側(cè)區(qū)域，地震反射數(shù)據(jù)顯示：增生楔前端（“下斜坡部位”），進(jìn)入俯沖帶的南中國被動(dòng)陸緣主要發(fā)育褶皺和逆沖斷層，呈現(xiàn)出明顯的逆沖疊瓦扇的構(gòu)造特點(diǎn)。這些疊瓦狀逆斷層向深部匯聚到俯沖構(gòu)造界面之上。疊瓦狀構(gòu)造體系總體較薄，厚約6 km，地震波速較快(5.5～7.8 km/s)，總體與西部麓山帶的褶皺-沖斷帶構(gòu)造樣式相似(Lester et al., 2013)；在增生楔的主體部位（“上斜坡”），疊瓦狀構(gòu)造體系之下則底墊著一套地震波速極高(46 km/s)的地質(zhì)體，從而增厚了增生楔（厚10～14 km）。值得注意的是，地震反射特征顯示，這些底墊的陸殼物質(zhì)與中央山脈區(qū)域的強(qiáng)烈變形的陸緣和陸殼物質(zhì)特征極為相似，應(yīng)均具有俯沖雜巖的特點(diǎn)。因此，在弧-陸碰撞之前，南中國大陸被動(dòng)陸緣就已向東沿著馬里亞納海溝俯沖并底墊至增生楔的下部( Lester et al., 2013)。

（2）中央山脈主體則處于弧陸碰撞帶，其深部地震反射剖面研究也顯示，增生楔下部存在一套與恒春半島類似的高速地質(zhì)體(McIntosh et al., 2005；Lester et al., 2013)，表明中央山脈之下底墊有較厚(約40 km)的大陸地殼(Hetland and Wu ，2001；Rau and Wu ，1995)。

2 討論

2.1 造山帶雙層結(jié)構(gòu)的基本特征

基于羌塘造山帶、雅魯藏布江造山帶和中國臺(tái)灣造山帶的分析，文章發(fā)現(xiàn)這些造山帶均（曾）具有雙層結(jié)構(gòu)?？傮w而言，該雙層結(jié)構(gòu)具有以下五個(gè)方面的基本特征。

（1）雙層結(jié)構(gòu)的下層往往由非史密斯地層組成，具有典型的“基質(zhì)-巖塊”結(jié)構(gòu)。基質(zhì)常常由一套深水-半深水的細(xì)粒碎屑巖組成，往往屬斜坡相-海底扇相沉積。巖塊則類型多樣，來源極為復(fù)雜。從橫向上看，巖塊既包含洋島、海山、蛇綠巖等大洋層序物質(zhì)，也有大量被動(dòng)陸緣沉積物質(zhì)。從縱向上看，經(jīng)歷了不同程度變質(zhì)作用的巖塊均有存在。與之相對(duì)，雙層結(jié)構(gòu)的上層則主要由史密斯地層組成，原生沉積構(gòu)造保存完好，層序清楚。

（2）雙層結(jié)構(gòu)上下層的變形樣式差異巨大，但變形時(shí)間一致。下層明顯呈現(xiàn)由“基質(zhì)-巖塊”構(gòu)成的強(qiáng)變形帶和弱變形域。強(qiáng)變形帶發(fā)育在非能干的基質(zhì)內(nèi)，并發(fā)生多期面理置換。其中，不同深度形成的面理和線理往往類型也不同。深部構(gòu)造層次形成的面理以片理或糜棱面理為主，線理則主要呈現(xiàn)拉伸線理；中部構(gòu)造層次的面理則主要為千枚理或板劈理，線理主要體現(xiàn)為皺紋線理或交面線理。弱變形域多為能干性強(qiáng)的地質(zhì)體，如玄武巖、輝長巖等基性塊體，或者石英砂巖、礫巖等沉積巖。上層雖然以史密斯地層為主，但已在強(qiáng)烈構(gòu)造作用下轉(zhuǎn)變?yōu)橐惶滓阅鏇_疊瓦扇為主的構(gòu)造體系。

（3）變質(zhì)作用在上、下層內(nèi)具有極大的區(qū)別。下層內(nèi)廣泛分布的基質(zhì)經(jīng)歷了低綠片巖相-高綠片巖相變質(zhì)作用，呈現(xiàn)為（石榴石）云母石英片巖、千枚巖等。巖塊變質(zhì)程度多樣，以綠片巖相變質(zhì)為主，也存在低溫高壓變質(zhì)作用。但是，也還有極少量幾乎未變質(zhì)的砂巖塊體。其中，高壓變質(zhì)巖也呈現(xiàn)出“基質(zhì)-巖塊”特征，是俯沖至深部的增生雜巖遭受高壓變質(zhì)作用的結(jié)果。高壓變質(zhì)巖含有特征性低溫高壓變質(zhì)礦物如藍(lán)閃石、青鋁閃石、硬柱石和多硅白云母等，可用來進(jìn)行年代學(xué)制約。上層的變質(zhì)作用極為微弱，劈理面上的變質(zhì)礦物主要以絹云母和綠泥石為主，伊利石結(jié)晶度也較低。

（4）下層存在大量的同構(gòu)造期巖漿巖侵位。該巖漿巖的巖石類型主要為S型弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性-鈣堿性花崗巖。同構(gòu)造巖漿巖侵位時(shí)間與高壓變質(zhì)巖折返時(shí)代總體近于同時(shí)。 相比而言，上層則較少遭到同期巖漿巖侵位。上層內(nèi)少量的巖漿作用主要呈現(xiàn)為地層內(nèi)的火山巖夾層以及順層和切層共存的侵入巖。

（5）雙層結(jié)構(gòu)的上、下層之間均為構(gòu)造界面。該界面在羌塘造山帶體現(xiàn)為伸展剝離構(gòu)造，與含高壓變質(zhì)巖的增生雜巖的剝露過程相關(guān)。在雅魯藏布江造山帶，該界面為走滑斷層性質(zhì)。在中國臺(tái)灣中央造山帶，該界面則呈現(xiàn)為逆沖推覆構(gòu)造。

2.2 陸緣俯沖是導(dǎo)致造山帶雙層結(jié)構(gòu)的重要因素

基于地質(zhì)觀察，研究認(rèn)為陸緣俯沖應(yīng)在造山帶雙層結(jié)構(gòu)的形成過程中有著非常重要的作用。

從物質(zhì)組成來看，雙層結(jié)構(gòu)的上層和下層都含有大量來自俯沖陸殼的被動(dòng)陸緣物質(zhì)。這些被動(dòng)陸緣物質(zhì)主要由斜坡相-海底扇相沉積物組成，也有部分陸棚相沉積。例如，在文中所研究的三個(gè)造山帶中，上層逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系均主要由俯沖陸殼的被動(dòng)陸緣變形而來，但下層俯沖雜巖也含有大量構(gòu)造肢解的被動(dòng)陸緣巖塊。此外，上、下層不僅巖性相似，其內(nèi)碎屑鋯石年齡的分布型式也幾乎一致。

從變形時(shí)間來看，雙層結(jié)構(gòu)上層逆沖疊瓦扇與下層俯沖雜巖內(nèi)的透入性韌性剪切作用時(shí)代一致，且均與陸陸或弧-陸碰撞時(shí)代接近，而與大洋俯沖無關(guān)。例如，在羌塘造山帶，上層逆沖疊瓦扇和下層俯沖雜巖均被晚三疊世同構(gòu)造花崗巖侵位，暗示三者應(yīng)都是近于同時(shí)形成。俯沖雜巖內(nèi)高壓變質(zhì)巖的大規(guī)模晚三疊世折返與該期侵入作用同期發(fā)生。由于后者為陸陸碰撞初期板片斷離或板片回卷的結(jié)果，因此該期變形應(yīng)在古特提斯洋俯沖之后，也即是在碰撞期間或初期。在雅魯藏布江增生雜巖帶，位于下層加查增生雜巖內(nèi)的同構(gòu)造絹云母氬氬年齡和同構(gòu)造花崗巖脈的鋯石U-Pb年齡都在約55 Ma，接近或晚于印度-亞洲陸陸碰撞。因此，位于下層的俯沖雜巖的形成時(shí)代應(yīng)與印度-亞洲大陸碰撞直接相關(guān)，而與新特提斯洋的俯沖無關(guān)。

因此，基于上述特征，研究認(rèn)為造山帶內(nèi)的雙層結(jié)構(gòu)主要是同一被動(dòng)陸緣發(fā)生俯沖形成的深淺不同的構(gòu)造體系。下層因具有“基質(zhì)-巖塊”的俯沖雜巖構(gòu)造特點(diǎn)，文中稱為陸緣型增生雜巖，以與傳統(tǒng)的大洋型增生雜巖區(qū)別。在羌塘造山帶，陸緣型增生雜巖與大洋型增生雜巖相互構(gòu)造疊置，未見明確的界線。在雅魯藏布江造山帶，代表大洋俯沖階段的大洋型增生雜巖為“朗縣蛇綠巖帶”“玉門蛇綠巖帶”以及“隆子蛇綠巖帶”等。這些大洋型增生雜巖均與文中研究的陸緣增生雜巖（加查增生雜巖）呈明顯分隔，相互間為構(gòu)造接觸。在中國臺(tái)灣造山帶，臺(tái)東縱谷以東的海岸山脈以大洋型增生雜巖為主，以西則為中央山脈-恒春半島的陸緣型增生雜巖。

根據(jù)DSDP（深海鉆探計(jì)劃）和ODP（大洋鉆探計(jì)劃）的研究，“在大洋板塊與大陸板塊之間發(fā)生的緩慢而復(fù)雜的俯沖、碰撞的過程中，海溝逐漸后退，仰沖板塊前端將發(fā)生刮削、底墊及前端構(gòu)造剝蝕等構(gòu)造作用”，而使得洋殼物質(zhì)在海溝內(nèi)壁增生形成大洋型增生雜巖。俯沖通道內(nèi)（或俯沖斷層區(qū)域）則因上下板片的相對(duì)運(yùn)動(dòng)而發(fā)生強(qiáng)烈的剪切作用(王根厚等, 2009)。根據(jù)Cloos（1993）的研究，俯沖帶的這些構(gòu)造作用（刮削、底墊及構(gòu)造侵蝕等構(gòu)造作用）的相對(duì)比例主要受到加入俯沖通道的物質(zhì)體積這一因素控制。當(dāng)體積巨大的洋內(nèi)島弧、海山等地體俯沖時(shí)，俯沖通道將不能完全容納，超出部分即被刮削并拼貼至增生雜巖的淺部層次(Cloos, 1993)。

同理，在陸緣俯沖過程中，同樣的構(gòu)造過程也將發(fā)生(Zheng et al., 2016)。并且，由于被動(dòng)陸緣體積巨大，在俯沖過程中必然大量被刮削拼貼在淺部層次，從而形成雙層結(jié)構(gòu)上層的逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系。相應(yīng)地，加入俯沖通道的被動(dòng)陸緣則將遭受強(qiáng)烈的剪切作用，并底墊在上覆逆沖疊瓦扇底部，從而形成雙層結(jié)構(gòu)的下層。

根據(jù)上述討論，基于羌塘造山帶上層逆沖疊瓦扇出現(xiàn)有洋內(nèi)島弧、海山等單元與被動(dòng)陸緣沉積體系直接構(gòu)造接觸的現(xiàn)象，研究認(rèn)為其雙層結(jié)構(gòu)是大洋和陸緣俯沖共同作用的結(jié)果。其中，陸緣俯沖作用在上層逆沖疊瓦扇的形成中起到了主導(dǎo)作用。中國臺(tái)灣造山帶總體與羌塘造山帶類似。雅魯藏布江造山帶雙層結(jié)構(gòu)則主要是陸緣俯沖的結(jié)果。伴隨陸緣俯沖發(fā)生的構(gòu)造侵蝕作用可能將先存大洋型增生雜巖帶入深部，導(dǎo)致藏東南91°30′～93°E范圍內(nèi)，沒有大洋型增生雜巖存在(Aikman et al.,2008)。

2.3 雙層結(jié)構(gòu)的厘定對(duì)理解造山帶的意義

廣義的碰撞造山帶往往以高度變形的混雜巖帶為核心，兩翼分布前陸褶皺沖斷帶以及前陸盆地(Hatcher and Williams, 1986；Koons, 1990；Willett et al.,1993)。一般認(rèn)為，位于造山帶核心的混雜巖帶主要由大洋俯沖消減形成的大洋型增生雜巖構(gòu)成，兩翼的前陸褶皺沖斷帶和前陸盆地則是大陸碰撞過程的產(chǎn)物。隨著大陸碰撞造山作用向克拉通內(nèi)部擴(kuò)展，前陸區(qū)域的被動(dòng)陸緣沉積體系常發(fā)生大規(guī)模沖斷和褶皺變形，從而形成前陸褶皺沖斷帶。前陸盆地則是發(fā)育在前陸褶皺沖斷帶之上的同構(gòu)造沉積盆地。隨著碰撞作用的持續(xù)，前陸盆地的沉積中心逐漸向克拉通內(nèi)部遷移，并發(fā)生同沉積期變形(Zheng et al., 2016)。

因此，目前在造山帶的研究中，海溝處俯沖帶向大洋方向后退的增生造山作用以及大陸碰撞造山過程中向克拉通內(nèi)部逐步擴(kuò)展的前陸褶皺-沖斷作用均已有了較為深入的理解。然而，在俯沖-碰撞過渡階段，或者說大陸碰撞初始階段，造山作用如何體現(xiàn)，還較少被研究。這也充分體現(xiàn)為當(dāng)前學(xué)術(shù)界在厘定代表初始碰撞的標(biāo)志性地質(zhì)事件方面存在的巨大爭議。文章所提出的陸緣俯沖形成雙層結(jié)構(gòu)的過程可能為這一問題的理解提供新的視角。

從增生造山作用的角度來看，如同洋內(nèi)島弧、海山等的俯沖增生，雙層結(jié)構(gòu)形成的過程是巨大的被動(dòng)陸緣俯沖增生的結(jié)果。但是，從大陸碰撞的角度，陸緣發(fā)生俯沖時(shí)，無疑已經(jīng)處于碰撞的初始階段。然而，該階段進(jìn)入俯沖帶的物質(zhì)應(yīng)主要是被動(dòng)陸緣的斜坡和海底扇部分。由于厚度相對(duì)較薄，相應(yīng)的構(gòu)造行為主要以俯沖為主，難以發(fā)生俯沖阻塞而導(dǎo)致碰撞的情況。因此，這一階段應(yīng)變主要集中在陸緣俯沖界面（也就是俯沖斷層位置），將只有少部分應(yīng)力傳遞至遠(yuǎn)離俯沖區(qū)域的被動(dòng)陸緣部分，從而不能體現(xiàn)出碰撞造山帶的強(qiáng)烈擠壓縮短作用?；诖?，這一階段的構(gòu)造變形以俯沖剪切為主，文中試探性地稱為“初始碰撞”階段（圖12a）。

隨著陸緣俯沖的持續(xù)進(jìn)行，具有較大厚度的陸棚也必然進(jìn)入俯沖帶。隨著越來越多的低密度陸緣物質(zhì)的俯沖，俯沖通道必將被阻塞，俯沖界面（俯沖斷層）因此被鎖住，上下盤之間的耦合性因而得到極大的提高。然而，由于匯聚作用仍然在持續(xù)，擠壓應(yīng)力將向克拉通內(nèi)部擴(kuò)展，導(dǎo)致前陸區(qū)域發(fā)生大規(guī)模褶皺和沖斷作用，從而形成線狀的褶皺和沖斷帶。這一階段應(yīng)變以強(qiáng)烈的擠壓縮短為主導(dǎo)，文中試探性地稱為“成熟碰撞”階段（圖12b）。

圖12 陸殼兩階段俯沖過程示意圖Fig. 12 Schematic diagram of the two-stage continental subduction process during the continent and ocean transformation

值得注意的是，文中位于雙層結(jié)構(gòu)下層的陸緣型增生雜巖與以往提出的“蓋層活化”具有一定的區(qū)別?！盎罨w層”指的是在造山帶前陸褶皺沖斷帶發(fā)育過程中，下降到變質(zhì)等溫線之下發(fā)生了變質(zhì)作用的被動(dòng)陸緣部分?！盎罨w層”內(nèi)常常由于應(yīng)力集中而形成復(fù)雜的構(gòu)造變形，并會(huì)因較高的溫度發(fā)生韌性變形，形成千糜巖、小型揉皺和膝褶等構(gòu)造（侯泉林, 2018）。一般認(rèn)為，“活化蓋層”內(nèi)的變質(zhì)礦物可指示碰撞事件的上限。而文中所述的陸緣型增生雜巖是被動(dòng)陸緣俯沖發(fā)生構(gòu)造肢解的產(chǎn)物，具有混雜巖的構(gòu)造特點(diǎn)。由于后者形成于碰撞的最初始階段，因此其內(nèi)的變質(zhì)礦物所揭示的時(shí)代無疑將能更準(zhǔn)確地指示碰撞事件的上限（侯泉林,2018）。

文中所述雙層結(jié)構(gòu)的上層與前陸褶皺沖斷帶總體較為相似：都是被動(dòng)陸緣變形而來，變形樣式也都是褶皺和逆沖斷層。然而，二者卻是不同碰撞階段的產(chǎn)物：前者在“初始碰撞”（陸緣俯沖）過程中形成，后者是“成熟碰撞”的產(chǎn)物。需要指出的是，從物質(zhì)組成上看，二者也可能會(huì)略有不同：前陸逆沖帶應(yīng)全部由被動(dòng)陸緣物質(zhì)組成，但雙層結(jié)構(gòu)的上層可能會(huì)出現(xiàn)被動(dòng)陸緣與洋島、海山殘塊構(gòu)造拼貼的現(xiàn)象。這是因?yàn)?，陸緣俯沖前，體積巨大的洋島、海山等洋內(nèi)塊體可能會(huì)被刮削在淺部層次，從而與陸緣俯沖階段刮削下來的被動(dòng)陸緣拼貼在一起。該現(xiàn)象在羌塘造山帶已有報(bào)道。

2.4 俯沖雜巖的折返與雙層結(jié)構(gòu)的構(gòu)造破壞

隨著大陸碰撞過程的持續(xù)與深入，“初始碰撞”階段形成的雙層結(jié)構(gòu)可能會(huì)被構(gòu)造破壞，從而導(dǎo)致下層的增生雜巖發(fā)生折返與剝露。因此，上層和下層之間界面的構(gòu)造性質(zhì)是理清雙層結(jié)構(gòu)構(gòu)造破壞方式與折返剝露機(jī)制的關(guān)鍵。

從文中的三個(gè)案例來看，雙層結(jié)構(gòu)之間的構(gòu)造邊界可以為伸展剝離斷層、走滑斷層和逆沖推覆斷層三種類型。①在羌塘造山帶，含高壓變質(zhì)巖的增生雜巖向上穿過石炭系—二疊系組成的逆沖疊瓦扇呈穹狀形態(tài)剝露。該剝露過程與二者之間的大規(guī)模低角度正斷層的活動(dòng)緊密相關(guān)(Kapp et al.,2000, 2003；Li et al., 2020)。隨著該斷層的活動(dòng)，大量高壓變質(zhì)巖在210～220 Ma發(fā)生集中性地折返(李才, 1997；鄧希光等, 2000；Kapp et al., 2003；李才等,2006；Pullen et al., 2008； 董永勝等, 2009； 翟慶國等,2009；Zhang et al., 2010；Zhai et al., 2011b； Liang et al.,2012)，同構(gòu)造花崗巖也在這一時(shí)期發(fā)生侵位(胡培遠(yuǎn)等, 2010；李靜超等, 2015)。同時(shí)，同期巖漿作用也表現(xiàn)為雙峰式火山作用(Zhai et al., 2007； Wang et al., 2008；Li et al., 2018)。噴出的火山巖廣泛地覆蓋在剝露出地表的增生雜巖和上層逆沖疊瓦扇之上。因此，羌塘造山帶雙層結(jié)構(gòu)明顯是被地殼尺度的伸展構(gòu)造所破壞。該伸展背景可能由陸殼俯沖晚期深部洋殼的板片斷離及/或洋殼板片回卷等過程所誘發(fā) (Wu et al., 2016) 。②在雅魯藏布江造山帶，深部的加查增生雜巖與上層逆沖疊瓦扇呈走滑斷層接觸，呈現(xiàn)花狀構(gòu)造的特征。由于斜向碰撞導(dǎo)致的壓扭性構(gòu)造作用可形成大規(guī)模走滑斷層，因此雅魯藏布江造山帶的走滑斷層可能與以往提出的印度陸塊的斜向碰撞有關(guān) (Treloar and Izatt, 1993；周征宇和廖宗廷，2005)。但該壓扭性構(gòu)造作用可能因抬升有限而未導(dǎo)致深部高壓變質(zhì)巖的折返剝露，因此目前加查增生雜巖內(nèi)還未見高壓變質(zhì)巖折返的報(bào)道。③在中國臺(tái)灣中央造山帶，深部的增生雜巖逆沖至被動(dòng)陸緣形成的褶皺-沖斷帶之上 (黃奇瑜,2017) 。

3 結(jié)論

（1）針對(duì)羌塘造山帶、雅魯藏布江造山帶和中國臺(tái)灣造山帶的實(shí)例研究表明，造山帶常常具有雙層結(jié)構(gòu)。上部為一套逆沖疊瓦扇構(gòu)造體系，仍具史密斯地層特點(diǎn)。下部由具非史密斯地層特點(diǎn)的俯沖雜巖組成，且不同部分往往經(jīng)歷了不同程度的變質(zhì)作用。

（2）造山帶雙層結(jié)構(gòu)是同一套被動(dòng)陸緣物質(zhì)同時(shí)變形形成的、深淺不同的構(gòu)造體系。被動(dòng)陸緣的俯沖對(duì)控制其形成起到了至關(guān)重要的主導(dǎo)作用。

（3）被動(dòng)陸緣的俯沖可分為斜坡-海底扇和陸棚俯沖的兩個(gè)階段。斜坡-海底扇俯沖階段，碰撞作用不明顯，屬“初始碰撞”階段。陸棚俯沖階段，俯沖通道被阻塞，進(jìn)入完全的“成熟碰撞”階段。

（4）隨著碰撞作用的發(fā)展，雙層結(jié)構(gòu)往往被構(gòu)造破壞，上下層之間的構(gòu)造界面性質(zhì)是理清構(gòu)造破壞方式和折返剝露機(jī)制的關(guān)鍵。