青藏高原形成演化的地質(zhì)基礎(chǔ)

青藏高原形成演化的地質(zhì)基礎(chǔ)

從地球動(dòng)力學(xué)的角度來看，巖漿作用是各層地殼之間相互作用的結(jié)果，也是各層地殼之間物質(zhì)和能量交換的重要推動(dòng)者。地殼與地幔間的界限(莫霍面)、地幔中巖石圈與軟流圈之間的界限、地幔與地核之間的界限,是巖漿作用涉及的主要圈層界限。探討巖漿作用與巖漿巖(火成巖)有以下三方面的意義:(1)巖漿巖及其所攜帶的深源巖石包體可以當(dāng)作探測(cè)地球深部的“探針”(lithoprobe)和“窗口”(window)。地球物理方法盡管是我們探測(cè)地球深部的一個(gè)主要手段,但是它的缺點(diǎn)是不能給出時(shí)間坐標(biāo)。而運(yùn)用“巖石探針”方法,卻可以通過同位素測(cè)年獲得巖漿巖及深源包體的年齡,因而可以提供時(shí)間坐標(biāo),為研究地球深部過程提供了可能。這個(gè)優(yōu)點(diǎn)是其它深部探測(cè)方法所不具備的。因此,探測(cè)地球深部應(yīng)當(dāng)將地球物理方法與“巖石探針”方法有機(jī)地結(jié)合起來。(2)巖漿巖也是板塊運(yùn)動(dòng)過程與大地構(gòu)造事件的記錄。巖石構(gòu)造組合分析方法,是恢復(fù)古板塊構(gòu)造格局和歷史的基本的有效的方法。孤立地使用某些化學(xué)指標(biāo)和比值,當(dāng)成判斷構(gòu)造環(huán)境的“靈丹妙藥”,是不可取的。(3)研究結(jié)果將服務(wù)于人類對(duì)利用資源、保護(hù)環(huán)境、減輕災(zāi)害的需求。根據(jù)這個(gè)思路,本文主要討論青藏高原新生代時(shí)期形成演化中的一些地球動(dòng)力學(xué)問題。1逐步形成的新巖漿巖帶青藏高原是我國(guó)巖漿巖最發(fā)育的地區(qū)之一,出露著從元古宇到新生代各個(gè)地質(zhì)時(shí)期多種類型的火山巖與侵入巖。圖1表明,青藏高原各類火山巖與侵入巖出露面積約為30萬km2,占全區(qū)面積的10%以上。巖漿巖主要集中在三個(gè)地區(qū),依次為:岡底斯—念青唐古拉構(gòu)造巖漿巖帶(簡(jiǎn)稱岡底斯帶),占西藏巖漿巖出露面積的80%以上,主要出露中-新生代巖漿巖(莫宣學(xué)等,2009),是本文討論的重點(diǎn);金沙江—瀾滄江—怒江(簡(jiǎn)稱“三江”)構(gòu)造-巖漿巖帶,主要出露晚古生代—晚三疊世巖漿巖;昆侖—祁連構(gòu)造-巖漿巖帶,主要出露元古宇、早古生代和晚古生代—晚三疊世巖漿巖。如前所述,這些巖漿巖在青藏大陸動(dòng)力學(xué)研究中有著重要的作用,并形成重要的構(gòu)造-巖漿-成礦帶。岡底斯帶,南以印度河—雅魯藏布結(jié)合帶、北以班公湖—怒江結(jié)合帶為界,東西長(zhǎng)約2000km、南北寬100~300km,是青藏高原最重要的一條巨型構(gòu)造-巖漿巖帶。該帶自南向北大致可以分為南、中、北三個(gè)亞帶。南帶,即狹義的岡底斯帶,位于隆格爾—措麥斷裂以南、雅魯藏布結(jié)合帶以北,是岡底斯—念青唐古拉帶中巖漿巖最集中的地區(qū)。中帶,位于噶爾—永珠—嘉黎—波密斷裂以南、隆格爾—措麥斷裂以北。北帶,位于班公湖—怒江結(jié)合帶以南、噶爾—永珠—嘉黎—波密斷裂以北。岡底斯帶南帶是岡底斯巖漿巖帶的主體。主要出露由巖基和大巖株構(gòu)成大規(guī)模的花崗巖帶及大規(guī)模同碰撞中酸性火山巖帶(林子宗火山巖系),二者共占岡底斯巖漿巖帶總面積的60%以上。南岡底斯花崗巖帶時(shí)代主要為白堊紀(jì)—古近紀(jì),自西向東巖體具有由老變新的趨勢(shì)。該帶最大的曲水巖基展布于雅魯藏布結(jié)合巖帶北側(cè)的南木林—尼木—曲水一帶,其鋯石SHRIMPU-Pb年齡為47~52.5Ma(Moetal.,2005;Dongetal.,2005),與林子宗火山巖時(shí)代相近,是印度-亞洲碰撞事件的巖漿巖記錄。該巖基的主要巖性為石英閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖和鉀長(zhǎng)花崗巖,εNd及εHf為正值是其重要特征?；◢弾r體中含有大量暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME),其南側(cè)有鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)小巖體成帶分布。林子宗火山巖系在南岡底斯帶沿巨型區(qū)域性不整合面展布達(dá)1500km以上,整個(gè)火山巖系厚度超過5000m,自下而上分為三個(gè)巖組(圖2a):典中組(厚2400m)、年波組(厚700m)和帕那組(厚2200m以上)。火山巖形成于古近紀(jì),根據(jù)對(duì)林周盆地典型剖面系統(tǒng)的40Ar/39Ar測(cè)年,其年齡被確定為65~40Ma,其中典中組65~60Ma,年波組60~50Ma,帕那組50~40Ma(周肅,2002;Zhouetal.,2004)。新生代后碰撞鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖類(圖2b,c,d)在南岡底斯帶從西向東,沿獅泉河、邦巴—雄巴、扎布耶察卡、貢木潭、當(dāng)日雍錯(cuò)—許如錯(cuò)、打加錯(cuò)、南木林縣烏郁盆地、羊八井—羊應(yīng)地?zé)釁^(qū)、麻江一線分布,其形成時(shí)代自西向東逐漸年輕,由25Ma變到8Ma。特別值得指出的是,在本區(qū)南部謝通門、尼木至拉薩一帶廣泛分布有規(guī)模較小的高位花崗巖體和花崗質(zhì)斑巖體,主體侵位于晚白堊世—古近紀(jì)花崗巖基中,具有埃達(dá)克巖的地球化學(xué)屬性,年齡集中于10~20Ma,與大規(guī)模銅多金屬成礦作用關(guān)系密切,輝鉬礦Re-Os定年表明斑巖礦床的成礦年齡集中在15~16Ma(候增謙等,2009;Chungetal.,2003;Houetal.,2003,2004)。2區(qū)域地質(zhì)背景印度-亞洲大陸碰撞時(shí)限是青藏高原形成演化中一個(gè)非常重要的基礎(chǔ)問題,也是國(guó)際上爭(zhēng)論的一個(gè)熱點(diǎn),到目前為止,分歧仍然很大,從主張?jiān)缬?0Ma到34Ma都有。下面列出各種觀點(diǎn)的主要代表:造成上述差異的原因,或是由于各人的事實(shí)依據(jù)及地點(diǎn)不同,或是對(duì)同一事實(shí)的認(rèn)識(shí)不同。值得注意的是,上述觀點(diǎn)多數(shù)都是依據(jù)國(guó)外資料形成的,而來自我國(guó)西藏南部延伸1500km以上的主碰撞帶中的證據(jù)卻很少被注意到。在此,存在一條非常醒目的一千多公里長(zhǎng)的區(qū)域性巨大角度不整合(圖3)。不整合面上、下的巖層無論在巖性、巖相、化石面貌還是變形樣式與變形程度上,均截然不同。不整合面以下出露的地層主要為上白堊統(tǒng)設(shè)興組,有些地方出露二疊系,為海相,強(qiáng)烈褶皺;不整合面以上的地層為陸相,產(chǎn)狀近水平,主要是厚達(dá)數(shù)千米的林子宗火山巖系。我們用林子宗火山巖底部的40Ar/39Ar年齡限定了該區(qū)域性不整合的最晚時(shí)限,在林周盆地典型剖面為64.5Ma,沿不整合帶走向變化于59~70Ma之間。這表明,在59~70Ma期間發(fā)生了一次重大的地質(zhì)事件。萬曉樵等(Wanetal.,2002)通過對(duì)西藏崗巴、仲巴、吉隆等地上白堊統(tǒng)與古近系界限(俗稱K-T界限)附近詳細(xì)的地層、古生物及構(gòu)造研究,指出K-T界限是一個(gè)大的不整合,古近系陸相礫巖及砂巖層不整合于上白堊統(tǒng)淺海臺(tái)地相碳酸鹽巖之上,穿過K-T界限時(shí),沉積相及微古生物群發(fā)生了重大改變。Ding等(2005)發(fā)現(xiàn)了約65Ma的藏南前陸盆地及蛇綠巖仰沖等碰撞證據(jù)。我們對(duì)沿藏南岡底斯帶走向延伸超過1200km的林子宗火山巖系(年齡70/65Ma~40Ma)和南岡底斯花崗巖(年齡峰值為50Ma)的詳細(xì)研究表明,二者均屬于同碰撞性質(zhì)。特別林子宗火山巖系是印度-亞洲大陸碰撞從開始到完成全過程的記錄(莫宣學(xué)等,2003,2005)。在45/40Ma后,青藏高原開始出現(xiàn)具有明顯后碰撞(post-collisional)性質(zhì)的鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖類,說明同碰撞性質(zhì)的林子宗火山巖在45~40Ma已被后碰撞鉀質(zhì)-超鉀質(zhì)火山巖所取代。李國(guó)彪(2004)厘定藏南最高海相層在晚始新世Bartanian早期(約40Ma),可以認(rèn)為是新特提斯洋完全閉合的最晚時(shí)限。根據(jù)以上證據(jù)可以提出,在藏南主碰撞帶內(nèi),印度-亞洲大陸碰撞開始的時(shí)間為70~65Ma,完成的時(shí)間在40Ma左右,這個(gè)時(shí)期稱為同碰撞期,40Ma之后轉(zhuǎn)入后碰撞期(Moetal.,2002,2006,2008,2009)。這個(gè)認(rèn)識(shí),與Yin&Harrison(2000),Jaeger等(1989),Burtman(1994),Liu&Einsele(1994),Leech等(2005),Chung等(2005)等相近,而與Aitchison等(2007)相差甚大。以印度-亞洲碰撞時(shí)間為坐標(biāo),可以將青藏高原中-新生代構(gòu)造-巖漿活動(dòng)劃分為三個(gè)階段:(1)碰撞前新特提斯洋板塊俯沖階段(~70/65Ma以前);(2)同碰撞階段(70/65~40Ma):指印度和亞洲兩個(gè)大陸從開始接觸到完全接觸(兩大陸之間的洋盆和洋殼消失)的時(shí)間;(3)后碰撞階段(~40Ma至今):指同碰撞期之后的陸內(nèi)運(yùn)動(dòng)階段,在印度和亞洲兩個(gè)大陸繼續(xù)擠壓下,陸內(nèi)不同塊體之間發(fā)生相對(duì)運(yùn)動(dòng)(俯沖、推覄、走滑、伸展等)。本文所用的同碰撞與后碰撞概念同Liegeois(1998)。3巖漿混合作用南岡底斯帶同碰撞花崗巖中有著豐富的巖漿底侵作用(underplateing)與巖漿混合作用(magmamixing)證據(jù)。以展布于謝通門—南木林—尼木—曲水一帶的曲水巖體為例,巖石類型多樣,以花崗閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖、石英二長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖為主,含有豐富的暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體(maficmicrogranularenclaves,簡(jiǎn)稱MME)及其它巖漿混合作用標(biāo)志,花崗質(zhì)巖石εNd(t)與鋯石εHf(t)均為正值(分別為+1.64—+5.21,+6.3—+14.7)。特別醒目的是,在岡底斯花崗巖帶的最南緣,斷續(xù)出露著一條呈東西向分布的輝長(zhǎng)巖-輝綠巖-輝石巖小巖體帶,并與航磁異常相對(duì)應(yīng)。對(duì)曲水北—謝通門之間約200km長(zhǎng)度范圍成套的輝長(zhǎng)巖/輝綠巖、花崗巖類寄主巖及其中的暗色鐵鎂質(zhì)微粒包體樣品的鋯石SHRIMPU-Pb同位素定年表明,其形成時(shí)代為47.0~52.5Ma(峰值為50Ma左右),與同碰撞期的林子宗火山巖基本同時(shí)(Moetal.,2005,2009;Dongetal.,2005)。類似的同碰撞花崗巖在整個(gè)岡底斯南帶都有出露,主體年齡仍在50Ma左右。暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)廣泛存在于花崗質(zhì)巖石中,大小不同,形狀各異(圖4a)。經(jīng)研究,它們不是捕虜體,也不是異離體,而是基性巖漿與花崗質(zhì)巖漿發(fā)生混合作用后的殘留。這一判斷來自以下證據(jù):(1)MME具有巖漿巖,而不是沉積巖或變質(zhì)巖的結(jié)構(gòu)構(gòu)造,例如,礦物有先后結(jié)晶順序(圖4b);巖漿流動(dòng)構(gòu)造(在露頭尺度或顯微尺度均可見到,圖4c);針狀磷灰石表示的淬火結(jié)構(gòu)等。(2)MME、花崗質(zhì)寄主巖、伴生的鎂鐵質(zhì)巖石三者具有大致同時(shí)的年齡,可以認(rèn)為它們是同一個(gè)地質(zhì)事件形成的。如我們?cè)谖鞑貙姿箮Ю_—謝通門段系統(tǒng)取樣,并進(jìn)行了鋯石SHRIMPU-Pb同位素測(cè)年,得到以下年齡:寄主花崗質(zhì)巖石49.3~51.2Ma,MME49.9~51.1Ma,輝長(zhǎng)巖47.0~51.6(主要為49.9~51.6)Ma,可見這三種巖石是大致同時(shí)的。所有測(cè)年結(jié)果呈正態(tài)分布,其峰值為50Ma。在岡底斯西段所測(cè)定三種巖石的年齡也基本相同。這就有力地排除了MME是捕虜體或殘留體的可能性。(3)可以見到Pitcher(1983)命名的“同深成作用巖墻”(synplutonicdikes),它們其實(shí)是MME的一種特殊形態(tài)(圖4d),是在巖漿混合作用過程中長(zhǎng)英質(zhì)巖漿固結(jié)達(dá)到~85%時(shí)(未完全固結(jié)),共存的鎂鐵質(zhì)巖漿貫入這種特殊的初始“裂隙”中形成的,沒有真正的巖墻所具有的截然、平直的淬火邊界。圖5表明,隨著長(zhǎng)英質(zhì)巖漿結(jié)晶作用的進(jìn)行,粘度增大,兩種巖漿的交換能力降低,可劃分出4個(gè)巖漿混合作用階段:(1)第1階段,兩種巖漿均未開始結(jié)晶,此時(shí)可以產(chǎn)生完全的混合作用,形成較均勻的混合巖漿;(2)第2階段,不完全的巖漿混合作用,長(zhǎng)英質(zhì)巖漿中保留有MME(鎂鐵質(zhì)巖漿的殘留);(3)第3階段,長(zhǎng)英質(zhì)巖漿大部分固結(jié)但未全部固結(jié),出現(xiàn)初始裂隙,鎂鐵質(zhì)巖漿貫入其中可形成與真正的巖墻不同的“同深成作用巖墻”。根據(jù)流體力學(xué)的研究,如果巖漿固結(jié)度達(dá)到85%左右,便具有類似于固體的性質(zhì),已經(jīng)可以形成和保留住裂隙,雖然它還沒有平直截然的邊界;(4)第4階段,當(dāng)長(zhǎng)英質(zhì)巖漿全部固結(jié)后,鎂鐵質(zhì)巖漿侵入其中形成真正的巖墻。巖漿混合作用的程度及方式,主要取決于參加混合的兩種端元巖漿的溫度和流變學(xué)性質(zhì)的反差的大小,而這也與兩種巖漿的相對(duì)數(shù)量有關(guān)。圖5的第3階段,即早期裂隙先填階段很好地解釋了同深成作用巖墻的成因及在巖漿混合過程中所處的階段。(4)在常量元素、微量元素和同位素方面,也顯示有巖漿混合的證據(jù)。例如,岡底斯花崗巖中鋯石顯示的εHf(t)值在一個(gè)較大的范圍內(nèi)變動(dòng),在同一個(gè)樣品內(nèi)可以有5-ε單位的變化,而不同樣品間可以12-ε單位的變化,表明了巖漿混合作用的影響(Moetal.,2009)。又如,一般來說在巖漿混合的成份交換中,微量元素與同位素的交換速度大多比常量元素快,因此這些微量元素與同位素在兩種發(fā)生混合的巖漿間有趨同性。一套由巖漿混合作用形成的巖漿巖系列的哈克圖解,常呈直線分布。(5)礦物學(xué)上的不平衡,也指示出岡底斯花崗巖中巖漿混合作用的存在。例如,在鎂鐵質(zhì)巖石(如輝長(zhǎng)巖)中出現(xiàn)環(huán)邊眼球狀石英,石英周圍被普通角閃石或者黑云母等暗色礦物環(huán)邊包裹。鎂鐵質(zhì)巖石和MME中的斜長(zhǎng)石成分可以從培長(zhǎng)石(An87)變化到中長(zhǎng)石(An35)。在鎂鐵質(zhì)巖石和MME中還常有鉀長(zhǎng)石的大晶體存在。這些現(xiàn)象在岡底斯花崗巖中都很常見。對(duì)于如何識(shí)別底侵的基性巖漿的問題,從岡底斯帶和東昆侖帶中可以總結(jié)出以下主要判別標(biāo)志:(1)在區(qū)域上具有普遍性和近同時(shí)性;(2)與巖漿混合作用有密切的時(shí)空及成因聯(lián)系;(3)在一些造山帶中可見底侵巖漿侵入在前寒武紀(jì)高級(jí)變質(zhì)巖中;(4)有時(shí)可形成鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)堆晶雜巖,具堆晶結(jié)構(gòu)。如果認(rèn)為底侵鎂鐵質(zhì)巖漿的固結(jié)造成了陸殼的垂向增生,則幔源鎂鐵質(zhì)巖漿與殼源長(zhǎng)英質(zhì)巖漿之間的混合作用就是對(duì)原來陸殼向基性方向進(jìn)行改造。這兩種作用,都是通過巖漿作用實(shí)現(xiàn)殼-幔間物質(zhì)和能量的交換,是兩種不同而又密切相關(guān)的大陸地殼生長(zhǎng)方式。研究巖漿混合作用與底侵作用,就是從殼-幔相互作用的高度來理解大陸地殼生長(zhǎng)與演化。4地殼厚度研究的方向雙倍于正常厚度的巨厚地殼,是青藏高原最顯著的特點(diǎn)之一,為舉世矚目。已有地震學(xué)資料表明(Kindetal.,1996;Zhaoetal.,1997;Molnaretal.,1998),青藏高原最厚的地殼在西藏南部,其平均厚度為70km左右,在拉薩地體最厚可達(dá)80km。其中還發(fā)現(xiàn)了一層約20km厚的低速帶(Vs=3~3.1km/s)和一層14~20km厚的高速(Vp=7.2~7.5km/s)下地殼(Kindetal.,1996;OwensandZandt,1997)。沿東西方向地殼厚度變化于60~80km之間?；◢弾r是大陸地殼的基本組成部分,花崗巖的研究,對(duì)于揭示大陸生長(zhǎng)與演化的原因、方式和機(jī)制有著重要的意義。因此,我們?cè)?005年對(duì)當(dāng)時(shí)岡底斯帶花崗巖的Nd-Sr同位素資料做了一次綜合分析,同時(shí)也包括了全部火山巖的Nd-Sr同位素資料作為對(duì)比,發(fā)現(xiàn)岡底斯帶存在兩類不同性質(zhì)的地殼:初生地殼(juvenilecrust)和經(jīng)過多次殼內(nèi)再循環(huán)形成的成熟地殼(圖6;莫宣學(xué)等,2005)。此后,我們繼續(xù)沿著這個(gè)方向進(jìn)行深化研究。特別是在國(guó)家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目的支持下,橫跨岡底斯帶做了一系列剖面研究,進(jìn)一步肯定了“兩類地殼”的存在,并確定了其空間分布,證明了拉薩地塊古老基底的存在(圖7;Zhuetal.,2011)。根據(jù)岡底斯花崗巖的Nd-Sr同位素和鋯石Hf同位素組成(莫宣學(xué)等,2005;Moetal.,2009;Zhuetal.,2011),識(shí)別出拉薩地體存在兩類地殼:(1)初生地殼,主要分布在岡底斯帶的南帶和北帶。這里的花崗巖具有正的εNd(t)值(+1.64~+5.21)和正的鋯石εHf(t)值(+4.7),Nd與Hf同位素模式年齡年青(TDM<500Ma;TDM=137~555Ma,TCDM=178~718Ma),說明地幔物質(zhì)在花崗巖成因中有重要的貢獻(xiàn)。(2)經(jīng)過多次殼內(nèi)再循環(huán)形成的成熟的古元古代—中元古代地殼,主要分布在岡底斯中帶。這里的花崗巖類以負(fù)的εNd(t)值(-5.3~-17.3)及負(fù)的鋯石εHf(t)值(-22.0~-1.6)為特征,Nd模式年齡TDM有兩組值:1.2Ga及2.0~2.5Ga,Hf模式年齡TCDM=1.0~2.5Ga,表明這里具有古元古代—中元古代基底,在花崗巖成因中,地殼組分具有主要貢獻(xiàn)。總之,再循環(huán)的古元古代—中元古代地殼,大致分布在岡底斯帶的中部,可能代表拉薩地塊的基底;而初生地殼則主要分布在岡底斯帶南、北兩側(cè),可能是由于俯沖和碰撞而增生在原拉薩地塊之上的。地殼加厚的機(jī)制也是國(guó)際上爭(zhēng)論的重大問題。過去多數(shù)模型都強(qiáng)調(diào)構(gòu)造作用是地殼加厚的原因,例如,雙層地殼疊置模型(Argand,1924;Powell,1986);碰撞擠壓縮短增厚模型(Dewey&Bird,1970;England&Houseman,1985;Zhao&Morgen,1987)等。然而,一系列證據(jù)證明,地幔物質(zhì)對(duì)青藏高原地殼增厚的貢獻(xiàn)也是非常重要、不能忽視的(Moetal.,2007)。在同碰撞時(shí)期發(fā)生了大規(guī)模的幔源基性巖漿的底侵作用及其與殼源酸性巖漿的混合作用,地幔物質(zhì)可能以這樣的方式進(jìn)入地殼,造成下地殼的加厚及其成分趨基性化、中-上地殼的熔融、幔源組分進(jìn)入中-上地殼?？梢哉f,青藏巨厚地殼是由于構(gòu)造增厚及地幔物質(zhì)注入(通過巖漿作用)增厚兩種機(jī)制形成的。如前所述,地震學(xué)資料表明拉薩地體的地殼平均厚度為70km,最厚可達(dá)80km。假定地殼正常厚度為35km左右,則拉薩地塊平均增厚了35km。又根據(jù)地震資料藏南下地殼高速層為14~20km(OwensandZandt,1997),推斷地幔物質(zhì)注入對(duì)地殼增厚的貢獻(xiàn)約為15km;其余厚度可以認(rèn)為是構(gòu)造加厚所致,約為20km,于是估算得到這兩種機(jī)制對(duì)地殼增厚的貢獻(xiàn)率大致為3∶4。根據(jù)多方面的因素限定(Moetal.,2007),碰撞以來藏南地殼加厚應(yīng)主要發(fā)生在50~25Ma期間,可以將碰撞以來地殼的生長(zhǎng)與演化劃分為三個(gè)階段:第一階段—在正常厚度地殼的基礎(chǔ)上,通過地幔物質(zhì)注入產(chǎn)生新生地殼使地殼增厚(發(fā)生在c.50~40Ma)。第二階段(c.40~25Ma)—岡底斯帶無巖漿作用;推斷通過擠壓-縮短使地殼增厚。第三階段(c.25Ma以來)—各種證據(jù)表明,巨厚地殼在25Ma前已基本形成;在此階段有中/上地殼的部分熔融產(chǎn)生強(qiáng)過鋁花崗巖,以及與軟流圈上隆及橫向流動(dòng)相對(duì)應(yīng)的巖石圈伸展(南北向地塹系發(fā)育)等。5高原巖石圈結(jié)構(gòu)及深源巖石包體如前所述,探測(cè)研究地球深部結(jié)構(gòu)及物質(zhì)組成的有效途徑,是地球物理探測(cè)與“巖石探針”(巖石學(xué)-地球化學(xué)方法)的結(jié)合。通過中國(guó)科學(xué)家及中外科學(xué)家合作研究,已經(jīng)完成了青藏高原地震、大地電磁、航磁、重力等多種地球物理探測(cè)與研究,勾畫出了青藏高原現(xiàn)今殼幔深部結(jié)構(gòu)的基本輪廓。通過多年來“巖石探針”的研究,也獲得了日益增多的關(guān)于青藏殼幔物質(zhì)組成和演化的信息。對(duì)青藏高原后碰撞幔源巖漿的研究表明,高原巖石圈地幔至少存在三種地球化學(xué)端元(Moetal.,2006):(1)新特提斯大洋巖石圈端元,以雅魯藏布蛇綠巖及其中的MORB為代表,與現(xiàn)今印度洋地幔域相似(Zhangetal.,2005);(2)印度陸下巖石圈端元;(3)新特提斯閉合前青藏原有的巖石圈端元。它們之間的同位素組成及地球化學(xué)特征有著明顯的差別。這三種地球化學(xué)端元以不同比例存在于高原的不同地域,并發(fā)生著相互作用。青藏高原巖石圈具有明顯的不均一性。根據(jù)大量地質(zhì)及地球物理資料,可以識(shí)別出青藏高原現(xiàn)今存在三種巖石圈結(jié)構(gòu)類型(鄧晉福等,1996;Mo&Deng,1999;Dengetal.,2001,2004):第一種,增厚的巖石圈。以帕米爾構(gòu)造結(jié)的巖石圈為代表,可達(dá)300km以上,顯示巨厚的巖石圈根(滕吉文等,1984;宋仲和等,1993),東構(gòu)造結(jié)的巖石圈也與此相似,但厚度略小。第二種,減薄的巖石圈。以岡底斯—念青唐古拉的巖石圈為代表,厚度只有120km左右(吳功建等,1991;肖序常和李廷棟,2000),其中有70~80km為地殼,該地區(qū)只有淺源地震,巖石圈Q值低,存在高電導(dǎo)體(Weietal.,2001),清楚地表明了軟流圈的上隆。第三種,加厚—減薄—再加厚的巖石圈。以羌塘巖石圈為代表,大地電磁測(cè)深資料表明其巖石圈厚度為200km左右,但同樣只有淺源地震,電導(dǎo)率、地表熱流值也比較高,而Q值較低(Nelsonetal.,1996;Weietal.,2001)。這種情況很象由于軟流圈上隆而減薄了的巖石圈后來再因軟流圈的下降而增厚,厚度雖然增加了,但熱狀態(tài)尚未來得及調(diào)整。這三類巖石圈的發(fā)展順序似乎是,從第一種巖石圈發(fā)展到第二種巖石圈,再發(fā)展到第三種巖石圈,但還需更多的證據(jù)來證實(shí)。巖漿巖攜帶的深源巖石包體(nodules)及深部巖石的地表露頭,是研究下地殼和上地幔的直接“標(biāo)本”,極為寶貴。它們?cè)谇嗖馗咴M管不如在中國(guó)東部那樣豐富,但已經(jīng)越來越多地被找到。迄今為止,在青藏高原已經(jīng)發(fā)現(xiàn)的出露于地表的地球深部巖石及火成巖所攜帶的深源巖石包體有:在西昆侖堿玄巖中的尖晶石二輝橄欖巖包體(Luoetal.,2001);在甘肅禮縣鉀霞橄黃長(zhǎng)巖中的石榴石二輝橄欖巖與石榴石二輝巖包體(喻學(xué)惠等,2001);在西藏岡底斯帶中南段超鉀質(zhì)火山巖中的含金云母的尖晶石二輝橄欖巖與二輝巖包體(趙志丹等,2008);在羌塘后碰撞火山巖中所含的幔源巖石捕虜體(Dingetal.,2007);在西藏羌塘地區(qū)鉀玄質(zhì)火山巖中發(fā)現(xiàn)的下地殼麻粒巖包體(Hackeretal.,2000)。此外,還在西藏羅布莎蛇綠巖鉻鐵礦體中發(fā)現(xiàn)來自上/下地幔過渡帶的標(biāo)志礦物(楊經(jīng)綏等,2008),在岡底斯帶東段發(fā)現(xiàn)晚二疊世松多榴輝巖(楊經(jīng)綏等,2006,2007)。在國(guó)外的喜馬拉雅地區(qū)也多處發(fā)現(xiàn)榴輝巖等超高壓巖石(Leechetal.,2005)。在東構(gòu)造結(jié),還發(fā)現(xiàn)了下地殼麻粒巖(丁林和鐘大賚,1999)。今后還應(yīng)繼續(xù)大力發(fā)掘和深化研究。6高原山地軟流圈物質(zhì)流動(dòng)的“通道”研究表明,青藏高原新生代碰撞-后碰撞火成活動(dòng)具有明顯而有規(guī)律的時(shí)空遷移(Moetal.,2006,Wangetal.,2001;Chungetal.,2005)。同碰撞的林子宗火山活動(dòng)在65/70Ma左右始于岡底斯南部,標(biāo)志印度-亞洲大陸碰撞的開始;于45/40Ma左右火山活動(dòng)向北遷移到羌塘—“三江”北段,在那里開始了后碰撞火山活動(dòng);然后自內(nèi)向外遷移,即,北向可可西里,南向?qū)姿?在岡底斯帶內(nèi)部又自西向東),東向西秦嶺遷移;最后(6Ma以來),再分別向高原的西北角(西昆侖)、東北角(禮縣、玉門)、東南角(騰沖、三江東南部)方向遷移(圖8)。這些事實(shí),是否暗示著青藏高原深部的橫向物質(zhì)流動(dòng)?如果是,那么涉及到哪些圈層,是下地殼、或中上地殼的物質(zhì)流動(dòng),還是也涉及到上地幔?這種物質(zhì)流動(dòng)影響的范圍有多大,是只限于青藏高原內(nèi)部,還是流向了相鄰的中國(guó)東部?都是值得深入思考的問題。眾所周知,青藏高原是被圍限在塔里木、鄂爾多斯、揚(yáng)子及印度幾個(gè)克拉通塊體之間的。面對(duì)印度地塊自南向北的擠壓和北部穩(wěn)定地塊的阻擋(擠壓),青藏高原殼幔各圈層必定要作出調(diào)整。這種調(diào)整可能發(fā)生在兩個(gè)方向上:垂向的增厚及橫向(水平方向)的運(yùn)動(dòng)。大量深部地球物理及GPS資料也提供了青藏高原深部不同層次物質(zhì)流動(dòng)的證據(jù)與約束。已經(jīng)提出了許多模型,例如地殼縮短-增厚的粘性薄板模型(England&Houseman,1985;Houseman&England,1993;Molnaretal.,1998)、沿巨大走滑斷裂的巖石圈“逃逸”模型(Tapponnier&Molnar,1977;Tapponnieretal.,2001)、下地殼流動(dòng)模型(Roydenetal.,1997;ClarkandRoyden,2000;Searle2006)、地幔“擠出”模型(Floweretal.,1998,2001;Russoetal.,1998;Dengetal.,2004)、“多元驅(qū)動(dòng)力”模型(許志琴,2007),來探討青藏高原深部物質(zhì)運(yùn)動(dòng)這樣一個(gè)重要而引人入勝的科學(xué)問題。對(duì)于中-上地殼、下地殼的物質(zhì)運(yùn)動(dòng)或流動(dòng),很多人都是接受的,盡管在細(xì)節(jié)上有分歧。但對(duì)于是否存在地幔層次的流動(dòng),則遠(yuǎn)未達(dá)到共識(shí),所以在此作重點(diǎn)討論。在地幔層次是否可能產(chǎn)生水平方向的物質(zhì)流動(dòng)?我們認(rèn)為是可能的,其理由:(1)位于400km深度界面以上的軟流圈物質(zhì),由于密度低于400km以下的地幔物質(zhì),當(dāng)它受到“構(gòu)造擠出”時(shí),難以向下運(yùn)移,最為可能沿400km界面橫向流動(dòng)(Dengetal.,2004)。(2)西太平洋一側(cè)的洋俯沖帶的“吸力”,將驅(qū)使位于俯沖帶上面的軟流圈物質(zhì)向大洋方向運(yùn)動(dòng)(Niu,2005),這就可能加速了軟流圈物質(zhì)沿“三江”通道向東南流動(dòng)。青藏高原西端為帕米爾