On the Lithosphere of Indo-Asia Collision Zone in Southern Tibet: Petrological and Geochemical Constraints
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摘要: 拟以岩石学和地球化学的研究为基础, 结合地球物理与构造地质学的研究成果, 从一个侧面探讨青藏高原岩石圈、特别是印度-亚洲主碰撞带岩石圈结构、组成及今后进一步的研究方向.印度-亚洲主碰撞带具有青藏高原最厚的地壳, 由初生地壳及再循环地壳两类不同性质的地壳构成; 青藏巨厚地壳是由于构造增厚及地幔物质注入(通过岩浆作用) 增厚两种机制形成的.碰撞以来藏南地壳加厚主要发生在约50~25Ma期间.青藏岩石圈地幔在地球化学和岩石学上是不均一的, 至少存在3种地球化学端元: (1) 新特提斯大洋岩石圈端元; (2) 印度陆下岩石圈端元; (3) 新特提斯闭合前青藏原有的岩石圈端元.在青藏高原还发现了一批壳幔深源岩石包体及高压-超高压矿物, 对于认识青藏深部有重要的意义.可以识别出青藏高原现今存在3种岩石圈结构类型: 第1种, 增厚的岩石圈(帕米尔型); 第2种, 减薄的岩石圈(冈底斯型); 第3种, 加厚-减薄-再加厚的岩石圈(羌塘型).这3类岩石圈是否在时间上具有先后顺序, 尚无明确的证据, 需要在今后加以注意.研究表明, 沿冈底斯带后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与新特提斯洋俯冲板片在后碰撞阶段的断离及印度大陆岩石圈向青藏的持续俯冲作用有关, 但西段、中段与东段的动力学机制不相同.在青藏高原北部地区(羌塘、可可西里等地区), 后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与波状外向扩展式的软流圈上隆引起的减压熔融有关.在高原北缘西昆仑、玉门等地区, 其形成机制可能为大规模走滑断层引起的减压熔融.青藏高原后碰撞火成活动具有明显而有规律的时空迁移.同碰撞的林子宗火山活动在65Ma左右始于冈底斯南部, 标志印度-亚洲大陆碰撞的开始.于45Ma左右火山活动向北迁移到羌塘-“三江”北段, 开始了后碰撞火山活动; 然后自内向外迁移, 即北向可可西里、南向冈底斯(在冈底斯内部又自西向东)、东向西秦岭迁移; 最后(6Ma以来), 再分别向高原的西北、东北、东南三隅迁移.结合已有地球物理资料, 一种可能的解释是它可能暗示由印度和亚洲大陆板块碰撞所诱发的深部物质(如中-下地壳、软流圈地幔物质) 流动.Abstract: This paper discusses the composition and structure of the lithosphere of the Tibetan Plateau, especially of the main collision zone in southern Tibet upon the basis of petrological and geochemical studies, combining with geological and geophysical researches.The Indo-Asia main collision zone possess the thickest crust of the Tibetan Plateau, which consists of two different types of the crust, juvenile crust and recycled crust.The thicken crust formed by two mechanism, both structural thickening and the inputs of the mantle materials into the crust via magmatism.The lithospheric mantle underneath the Tibetan Plateau is inhomogeneous in petrology and geochemistry.At least three mantle isotopic reservoirs may be distinguished from the heterogeneity of Tibetan magmatic sources: (1) a Neo-Tethyan, Indian Ocean (DUPAL-like) component, (2) an EM2-rich Indian subcontinental lithospheric mantle component, and (3) a primordial Tibetan lithospheric mantle component generated prior to the India-Asia collision, which can also be considered the pre- (India-Asia) collisional Asian lithospheric mantle component.Also, some mantle-and lower crust-derived xenoliths carried by volcanics, and the outcrops of high pressure-ultrahigh pressure mineral assemblages have been found on the Tibetan Plateau.Three structural types of the lithosphere of the Tibetan Plateau can be distinguished, i.e., thickened lithosphere (Pamirs-type), thinned lithosphere (Gangdese-type) and thickened-thinned-rethickened lithosphere (Qiangtang-type).The temporal relations among these three structural types of the lithosphere, however, is unclear so far.The post-collisional potassic-ultrapotassic volcanism along the Gangdese was presumably related to slab break-off of the subducting Neo-Tethyan plate and the subduction of Indian continental lithosphere beneath the Lhasa Block, with different mechanism in western, middle and eastern segments, respectively.In the northern part of the plateau (the Qiangtang, the Hoh Xil, etc.), however, volcanism could be related to a wavelike outward propagation of upwelling asthenosphere.In the northern margin of the plateau (western Kunlun, Yumen, etc.), volcanism might be as a result of decompressive melting induced by large-scale strike-slip faulting.Migration of collisional and postcollisional volcanism with time shows a highly distinctive pattern.Initially, as an initial response to the India-Asia collision, igneous activity migrated northward between ca.65 and 45Ma, away from the Tsangpo collision suture.Between ca.45 and 6Ma, volcanic activity migrated outward from the plateau interior, implying wavelike outward propagation of upwelling asthenosphere.A third stage, still in progress, is marked by the migration of activity to northwestern, northeast-eastern, and southeastern peripheral regions of the plateau between 6Ma and the present.Overall, such a highly distinctive pattern of activity can be interpreted to reflect lateral asthenospheric mantle flow or lower crust flow induced by the approach, and ensuing collision, of relatively thick (India and Eurasia) continental plates.
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Key words:
- petrology /
- geochemistry /
- Indo-Asia collision zone /
- southern Tibet
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对青藏高原岩石圈的结构与组成的认识, 是理解高原形成演化过程运动学与动力学的基础, 因而受到国内外学者的广泛关注.然而这样一个复杂的科学问题, 仅靠单一学科是不可能弄清楚的.只有遵循“地球科学应该是地质学、地球物理学和地球化学的高层次综合或集成”的思想理念, “使它们相互渗透、相互补充, 才能使片面认识上升到比较全面、更加深刻的认识” (刘光鼎, 2005).本文拟以岩石学和地球化学的研究为基础, 结合地球物理与构造地质学的研究成果, 从一个侧面探讨青藏高原岩石圈、特别是印度-亚洲主碰撞带岩石圈结构、组成及今后进一步的研究方向.
青藏高原是新特提斯洋闭合、印度-亚洲大陆碰撞及高原隆升的产物.新特提斯洋在青藏由两个分支构成.北支班公湖-怒江洋可能于晚三叠世开始打开, 在侏罗纪达到最大规模, 大致于早白垩世初期(约140 Ma) -早白垩世末期(约100 Ma) 关闭, 完成拉萨地块与羌塘地块的碰撞拼合(莫宣学和潘桂棠, 2006; Zhu et al., submitted to Chemical Geology).南支雅鲁藏布洋可能大致与班公湖-怒江洋同时打开, 但闭合较晚, 到白垩纪/古近纪之交(70/65 Ma左右) 印度大陆才开始与拉萨地块(即欧亚大陆南缘) 碰撞对接(Yin and Harrison, 2000; Mo et al., 2002; Wan et al., 2002; 莫宣学等, 2003; Ding et al., 2005), 经历20 Ma时间, 于40 Ma左右完成了两个大陆的碰撞, 新特提斯洋完全消失, 此后青藏高原进入后碰撞期(李国彪, 2004; Mo et al., 2006; 莫宣学等, 2007c).
在上述过程中, 青藏高原发生广泛而强烈的岩浆活动, 形成了遍布高原各地种类繁多的火成岩(图 1), 其中有些还携带有地幔和地壳岩石包体.火成岩的分布面积, 仅在西藏境内就近3×105 km2, 约占西藏全区面积的25%.这些火成岩和深源岩石包体, 蕴含着丰富的关于青藏岩石圈的结构、组成及运动学、动力学信息, 是探测高原深部理想的“探针”、“窗口”, 以及青藏构造运动过程的记录.
图 1 青藏高原岩浆岩时空分布简图纵坐标表示空间位置, 上北下南; 横坐标表示时间, 数字单位为MaFig. 1. Sketch map showing temporal and spatial distribution of igneous rocks in the Tibetan Plateau印度-亚洲碰撞在西藏南部地区、特别是冈底斯带形成了主碰撞带, 这里也是火成岩分布最集中、高原地壳最厚、碰撞过程记录较完全的地区.因此, 本文在讨论高原岩石圈时将以藏南、特别是冈底斯地区作为解剖重点, 必要时再联系到高原的其他地区.
1. 青藏高原巨厚地壳的形成和演化
双倍于正常厚度的巨厚地壳是青藏高原最显著的特点之一.印度-亚洲主碰撞带的西藏南部, 是青藏高原地壳最厚、增厚记录较完全的地区.本节拟以藏南地区为重点, 分析青藏地壳增厚的过程与机制.
1.1 巨厚地壳的地球物理证据
地震学资料(Kind et al., 1996; Zhao et al., 1997; Molnar et al., 1998) 表明, 西藏南部的地壳厚度为65~75 km, 平均70 km左右, 在拉萨地体最大可达80 km, 加厚的地壳具有低的地震波速(VP=6 km/s, VS=3.45 km/s).在西藏南部的厚地壳中还发现了一层约20 km厚的低速带(VS=3~3.1 km/s) 和一层约14~20 km厚的高速下地壳(VP=7.2~7.5 km/s) (Kind et al., 1996; Owens and Zandt, 1997).上述低速层被解释为中地壳内的熔融层(Nelson et al., 1996), 而高速层则被解释为深度大于60 km、密度大于3.0 g/cm3的高压含石榴石的镁铁质岩石(Owens and Zandt, 1997).此外, 地球物理资料还表明, 拉萨地体沿东-西方向地壳厚度变化于60~80 km之间.
1.2 两类地壳的地球化学证据
根据冈底斯带花岗岩的Nd-Sr同位素组成(图 2), 可以识别出拉萨地体存在两类地壳(莫宣学等, 2005) : (1) 初生地壳(juvenile crust) : 主要分布在冈底斯带的南带.这里的花岗岩具有正的εNd (t) 值(1.64~5.21), 年青的Nd模式年龄(TDM < 500 Ma), 花岗岩的成分点在Nd-Sr同位素相关图解中靠近地幔趋势线及MORB端元, 说明地幔物质在花岗岩形成中有重要的贡献. (2) 经过多次再循环形成的成熟的古元古代-中元古代地壳, 主要分布在冈底斯中带与部分北带.这里的花岗岩类以εNd (t) 负值为特征(-5.3~-17.3), Nd模式年龄TDM有两组值: 1.2 Ga及2.0~2.5 Ga.这表明, 这些地区具有古元古代-中元古代基底; 在花岗岩成因中, 地壳组分具有主要贡献.Chu et al. (2006)最近报道了上述两类地区部分侏罗纪花岗岩的εHf (t) 值, 冈底斯南带为10.4~16.8, 中带与北带在-3.9~-13.7之间, Hf模式年龄为1.4~2.1 Ga, 与上述吻合.笔者的研究已可勾画出两类地壳的分布概况: 再循环的古元古代-中元古代地壳, 大致分布在冈底斯带的中部, 可能代表拉萨地块的基底; 而初生地壳则主要分布在冈底斯带南、北两侧, 是由于俯冲和碰撞事件而增生在原拉萨地块之上的(Zhu et al., submitted to Nature).
图 2 西藏冈底斯带花岗岩类岩石的εNd (t) - (87Sr/86Sr) i关系(引自莫宣学等, 2005,图例见原图中的说明)图中实线代表不同地段花岗岩类岩石的同位素成分范围, 不同颜色的虚线代表不同火山岩的同位素成分范围Fig. 2. Plots of εNd (t) versus (87Sr/86Sr) i from granitoids in the Gangdese, Tibet1.3 初生陆壳的产生
研究表明, 林子宗火山岩下部的典中组(安山岩为主), 在常量元素和微量元素方面都与地壳的平均成分相似(Mo et al., 2008).所以, 可以通过解剖林子宗火山岩、特别是典中组的成因来了解藏南初生地壳的形成机制.
应用Depaolo (1985)、Depaolo et al. (1992)提出的Nd地壳指数(NCI), 可以估算壳/幔对林子宗火山岩(LVS) 的相对贡献.计算结果表明, 整个林子宗火山岩系的NCI值为0.16~0.47 (平均0.30).换言之, 从Nd同位素的角度来看, 林子宗火山岩及伴生的镁铁质岩墙是以地幔的贡献为主的, 可高达70%~84% (Mo et al., 2007a).那么, 地幔物质是怎样作贡献的呢? Mo et al. (2008)认为, 最可能的机制就是俯冲的新特提斯玄武质洋壳的部分熔融, 由此产生的熔体比幔源玄武质岩石偏酸性, 但仍然具有地幔同位素标志.新特提斯洋板片的部分熔融产生了相当于典中组成分的安山质地壳; 而安山质地壳的部分熔融又产生了相当于林子宗火山岩系上部英安质-流纹质成分的地壳.
1.4 地壳加厚的时间
印度-亚洲碰撞以来高原地壳加厚的时间, 可以从很多方面加以限定, 碰撞-后碰撞岩浆岩是很有效的方法之一.林子宗火山岩的典中组和年波组中缺少埃达克质岩石, 暗示西藏南部的地壳厚度在50 Ma之前没有超过40 km (Rapp et al., 1999).根据火山岩中K2O含量和Rb/Sr比值与地壳厚度之间的相关性(Dickinson, 1971; Condie, 1982), 估算藏南地壳厚度在典中组火山岩喷发时(64~60 Ma) 约为35 km, 而年波组火山岩喷发时(~54 Ma) 约为37 km.帕那组(50~40 Ma) 中少量埃达克质岩石的出现, 则暗示岩浆源区中石榴石残留相的存在和地壳加厚的开始.应用Condie (1982)公式C/km=18.2K60+0.45也可以计算同碰撞期间林子宗火山活动不同阶段对应的地壳厚度.计算结果, 在典中组(65~60 Ma)、年波组(60~50 Ma)、帕那组(50~40 Ma) 火山活动期间(Zhou et al., 2004), 估算的地壳厚度分别为35 km、37 km和78 km.这一结果暗示, 在林子宗火山活动的早-中期, 藏南的平均地壳厚度还是正常的, 到50 Ma以后, 才有显著的加厚.
藏南中新世的后碰撞火成岩(25~8 Ma产生的埃达克质岩石、钾质-超钾质火山岩等), 也可以为地壳加厚时间提供约束. Chung et al. (2003)和Hou et al. (2004)指出, 藏南中新世钾质埃达克质岩石来源于加厚地壳的下部, 因此可以推测, 在这些岩石开始形成(约25 Ma) 前, 地壳就已加厚到足以产生这种岩浆的厚度, 即 > 40 km (Rapp et al., 1999).根据Wyllie (1977)的实验结果, 同时期的藏南后碰撞安粗岩-钾质粗面岩岩浆也应起源于加厚地壳的下部(约50 km), 这也表明在25 Ma前, 藏南冈底斯的地壳已经显著增厚.
由上述多方面的限定, 碰撞以来藏南地壳加厚应主要发生在约50~25 Ma期间(Mo et al., 2007a).
1.5 地壳加厚的两种机制
什么机制造成了青藏高原的巨厚地壳?这是国际上争论的重大问题.多数涉及青藏高原演化的构造模型都认为, 新生代印度-欧亚大陆碰撞是造成陆壳增厚的主要动力, 而且认为构造作用在地壳加厚中起主导作用, 例如双层地壳叠置模型(Argand, 1924; Powell, 1986); 碰撞挤压缩短增厚模型(Dewey and Bird, 1970; Zhao and Morgen, 1987; England and Houseman, 1989) 等.然而, 一系列证据证明, 地幔物质对青藏高原地壳增厚的贡献也是非常重要、不能忽视的(Mo et al., 2007a).冈底斯带花岗岩中有大量暗色镁铁质微粒包体(MME), 并且断续分布着一条镁铁质小岩体带.暗色镁铁质微粒包体(MME)、花岗质寄主岩与镁铁质岩的年龄基本相同, 为50±2 Ma.南冈底斯带花岗岩类具有εNd (t) 正值(1.64~5.21), 以及εHf (t) 正值(数据即将发表).证明在此时期发生了大规模的幔源基性岩浆的底侵作用及其与壳源酸性岩浆的混合作用, 地幔物质以这样的方式进入地壳.另外, 藏南后碰撞期埃达克岩也证明碰撞期地幔物质加入对下地壳的贡献(Chung et al., 2003; Hou et al., 2004).因此可以说, 青藏巨厚地壳是由于构造增厚及地幔物质注入(通过岩浆作用) 增厚两种机制形成的.
至于这两种增厚机制的贡献率, 可作如下估计.如前所述, 地球物理资料显示拉萨地块的平均厚度为70 km, 假设碰撞前的地壳为~35 km厚, 则碰撞以来地壳增厚了~35 km.又据前述地震学资料, 在拉萨地块下存在一个厚约14~20 km, VP=7.2 km/s的高速层(Owens and Zandt, 1997), 可以认为是下地壳的表现.因此可以推断, 碰撞以来地幔物质注入增厚约为15 km, 而构造增厚则应为20 km左右.
2. 青藏岩石圈地幔的不均一性及演化机制的多样性
2.1 青藏岩石圈地幔的3种地球化学端元
青藏高原后碰撞幔源岩浆揭示, 高原地幔在地球化学和岩石学上是不均一的.在其εNd (t) - (87Sr/86Sr) i图解中, 青藏高原碰撞-后碰撞火山岩构成一条混合曲线, 其一端是新特提斯洋中脊玄武岩(MORB), 以雅鲁藏布蛇绿岩中的洋脊玄武岩为代表, 另一端为以高喜马拉雅地壳(HHC) 为代表的近似的印度陆下岩石圈同位素成分.这些火山岩的εNd (t) =5.95~-17.42, (87Sr/86Sr) i=0.702 059~0.746 320.在此图解中, 同碰撞林子宗火山岩, 及冈底斯东段、西秦岭、“三江”、高原北部各地的后碰撞火山岩, 均局限在混合线左上部(主要在第一象限) 较狭窄的范围内, 具较高的εNd (t) 值和较低的(87Sr/86Sr) i值.相反, 冈底斯西段的后碰撞火山岩则分布在非常宽的范围内, εNd (t) =-5.97~-17.42, 87Sr/86Sri=0.705 858~0.746 320, 表明冈底斯西段后碰撞火山岩的岩浆源区存在大量EM2、UC端元(暗示大陆岩石圈地幔及地壳物质的卷入).
由此可见, 高原岩石圈地幔至少存在3种地球化学端元(Mo et al., 2006) : (1) 新特提斯大洋岩石圈端元, 以雅鲁藏布蛇绿岩及其中的MORB为代表, 以具有低206Pb/204Pb的DUPAL异常为特点, 与现今印度洋地幔域相似(Zhang et al., 2005); (2) 印度陆下岩石圈端元, 以高的(87Sr/86Sr) i、208Pb/204Pb、207Pb/204Pb比值和低的εNd (t) 值为特征; (3) 新特提斯闭合前青藏原有的岩石圈端元, 以高原北部后碰撞幔源火山岩为代表, 它在εNd (t) - (87Sr/86Sr) i图解中位于第一象限、混合曲线的中上部, 其εNd (t) 和(87Sr/86Sr) i值处于新特提斯端元与印度陆下岩石圈端元之间.这3种地球化学端元以不同比例存在于高原的不同地域, 并发生着相互作用.
青藏高原岩石圈的不均一性, 首先因为青藏高原是由许多地体拼合而成的, 这些地体本来就有不同的岩石圈结构与组成; 其次, 还归因于高原演化过程中所经历的各种事件.因此, 应当从历史发展的角度来认识现今青藏高原岩石圈的不均一性.
2.2 壳幔深源岩石包体及高压-超高压矿物对青藏壳幔组成的约束
由火成岩携带到地表的深源岩石包体, 是下地壳及地幔的直接标本, 对于认识青藏深部有非常重要的意义.尽管与中国东部相比, 在青藏高原已发现的深源岩石样品仍然很少, 但可喜的是这些发现在逐年增多.迄今为止, 已经发现的上地幔岩石包体, 在高原西隅西昆仑有碱玄岩中的尖晶石二辉橄榄岩包体(Luo et al., 2001; 罗照华等, 2003), 在高原北东隅的甘肃礼县有钾霞橄黄长岩中的石榴石二辉橄榄岩与石榴石二辉岩包体(Yu et al., 2001), 在西藏冈底斯带中南段超钾质火山岩中有含金云母的尖晶石二辉橄榄岩与二辉岩包体(赵志丹等, 2008), 在羌塘有后碰撞火山岩中所含的幔源岩石捕虏体(Ding et al., 2007), 它们提供了关于青藏高原上地幔组成、热状态、交代作用等信息.在西藏罗布莎蛇绿岩铬铁矿体中, 发现了越来越多的来自上/下地幔过渡带的标志矿物(杨经绥等, 2008).在西藏羌塘钾玄质火山岩中发现的下地壳麻粒岩包体, 表明该地区具有热而干的下地壳(Hacker et al., 2000).关于超高压带岩石, 过去在国境线外的喜马拉雅地区曾有多处发现, 最近在冈底斯弧背断隆带东段也发现了晚二叠世松多榴辉岩, 有重要的构造意义(杨经绥等, 2006, 2007).现在重要的是, 对这些宝贵的信息进行综合的深入的研究.
2.3 青藏3种岩石圈结构类型的识别
根据大量地质及地球物理资料, 可以识别出青藏高原现今存在3种岩石圈结构类型: 第1种, 增厚的岩石圈; 第2种, 减薄的岩石圈; 第3种, 加厚-减薄-再加厚的岩石圈(邓晋福等, 1996; Mo and Deng, 1999; Deng et al., 2001, 2004).帕米尔构造结的岩石圈是现今青藏高原最厚的岩石圈.这里地震密集, 震源剖面成V字形, 最深的地震震源可达300 km, 显示一个巨厚的岩石圈根(滕吉文等, 1984; 宋仲和等, 1993).东构造结的岩石圈结构也与此相似, 但厚度小于西构造结.这类岩石圈是在强烈挤压条件下形成的.相反, 地球物理探测资料表明(肖序常等, 1988; 吴功建等, 1991; 肖序常和李廷栋, 2000), 冈底斯-念青唐古拉的岩石圈厚度只有120 km左右, 其中有约70 km为地壳, 清楚地表明了软流圈的上隆.相应地, 该地区只有浅源地震, 岩石圈Q值低, 在20~100 km深度内存在高电导体(Wei et al., 2001), 中-新生代以来岩浆活动及地热活动一直非常强烈.羌塘地区的岩石圈又是另一种样子.大地电磁测深资料表明其岩石圈厚度约200 km左右, 但该地区同样只有浅源地震, 电导率、地表热流值也比较高, 而Q值较低, 说明该地区岩石圈仍然处于较热的塑性状态(Nelson et al., 1996; Wei et al., 2001).这种情况很像由于软流圈上隆而减薄了的岩石圈后来再因软流圈的下降而增厚, 厚度虽然增加了, 但热状态尚未来得及调整.这3类岩石圈是否在时间上具有先后顺序, 尚无明确的证据, 需要在今后加以注意.
2.4 岩浆岩“探针”所启示的青藏高原演化动力学机制的多样性
地球动力学背景和机制是控制岩浆岩的岩石组合及其岩石学和地球化学特征的重要因素.因此, 岩浆岩“探针”可以提供关于构造-岩浆演化的地球动力学背景和机制的重要信息.在印度-亚洲碰撞以来产生的众多类型的岩浆岩中, 后碰撞钾质-超钾质火山岩类(由一套钾质-超钾质的超基性-基性-中性-酸性岩石构成), 是蕴含信息最广泛、对地球动力学背景和机制多样性反映最敏感的岩浆岩“探针”之一(Zhao et al., in press).研究表明, 沿冈底斯带后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与新特提斯洋俯冲板片在后碰撞时阶段断离(slab break-off) 及印度大陆岩石圈向青藏的持续俯冲作用有关, 在它的岩浆源区中可能存在着前述3种地球化学端元的相互作用, 同位素交换远未达到平衡.冈底斯带西段、中段与东段的动力学机制也不相同.西段(87°E以西) 后碰撞钾质-超钾质火山岩含有大量印度陆下岩石圈端元成分, 暗示印度大陆岩石圈俯冲到拉萨地块岩石圈之下; 中段(87°E~92°E) 则主要显示新特提斯端元与青藏原有岩石圈端元的混合, 暗示印度大陆岩石圈没有俯冲到拉萨地块岩石圈之下, 但可能发生了俯冲板片的断离作用; 东段(92°E以东) 迄今尚未发现后碰撞钾质火山岩, 无法用火山岩来反演深部的情况.但根据Zhou and Murphy (2005)提供的地震层析资料, 在92°E以东, 印度大陆岩石圈呈缓倾角俯冲于拉萨地块之下, 类似于87°E以西的情况.因此, 侯增谦等(2006)认为, 由于印度大陆岩石圈俯冲角在走向上的改变, 很可能在87°E和92°E附近形成板片撕裂窗(broken slab window).在青藏高原北部地区(羌塘、可可西里等地区), 后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与波状外向扩展式的软流圈上隆引起的减压熔融有关(这种软流圈上隆, 可能导源于岩石圈拆沉作用, 也可能导源于侧向软流圈地幔流), 其岩浆源区可能是古特提斯闭合以前早已形成的羌塘地块陆下富集岩石圈, 同位素交换可能已经达到或接近平衡, 因而该地区各处火山岩的Sr-Nd-Pb同位素组成比较均一, 在εNd (t) -87Sr/86Sri图解中限制在一个较狭窄的范围内.在高原北缘西昆仑、玉门等地区, 后碰撞钾质-超钾质火山岩的岩浆源区可能与高原腹地相似, 但其形成机制应与大规模走滑断层引起的减压熔融有关(罗照华等, 2003).高原东北角西秦岭地区新生代钾霞橄黄长岩-碳酸岩组合具有类似地幔柱岩浆岩的信息, 其源区和形成机制与高原其他地区可能均不相同(喻学惠等, 2004).
3. 青藏高原后碰撞火成岩的时空迁移及其可能的地球动力学含义
青藏高原后碰撞火成活动的一个引人注目的特点, 是具有明显而有规律的时空迁移(Chung et al., 1998, 2005; Wang et al., 2001; Mo et al., 2006).同碰撞的林子宗火山活动在65 Ma左右始于冈底斯南部, 标志印度-亚洲大陆碰撞的开始.于45 Ma左右火山活动向北迁移到羌塘-“三江”北段, 在那里开始了后碰撞火山活动; 然后自内向外迁移, 即, 北向可可西里, 南向冈底斯(在冈底斯内部又自西向东), 东向西秦岭迁移; 最后(6 Ma以来), 再分别向高原的西北角(西昆仑)、东北角(礼县、玉门)、东南角(腾冲、三江东南部) 方向迁移(图 3).
图 3 青藏高原新生代火山岩的时空迁移(引自Mo et al., 2006,图例见原图中的说明, 图中的英文地名已译成中文)图中灰色箭头表示第二阶段(25~6 Ma) 后碰撞火山活动随时间的迁移趋势; 橙色箭头表示第三阶段(6 Ma-近代) 后碰撞火山活动的迁移趋势Fig. 3. Sketch map showing migration paths of the Cenozoic volcanism with time in the Tibetan Plateau (after Mo et al., 2006)第1阶段后碰撞火山岩(45~25 Ma), 分布在羌塘和“三江”北-中段, 以高钾钙碱性系列的安粗岩-粗面岩组合为主, 在“三江”还伴有钾质高镁煌斑岩.接着(30 Ma以后), 在羌塘鱼鳞山-火车头山一带产生了含白榴石的碱玄岩、碱玄质响岩和响岩.
第2阶段(25~6 Ma), 钾质火山活动离开羌塘-“三江”北-中段沿着3个方向迁移, 向北产生了可可西里的安粗岩-粗面岩组合(19~8 Ma), 向东产生了西秦岭的钾霞橄黄长岩-碳酸岩组合(23~7 Ma), 向南和南东产生了冈底斯的多种火山岩组合(25~10 Ma).冈底斯带火山活动由西向东逐渐年青, 自西段(狮泉河、邦巴、雄巴) 的超钾质火山岩(25~20 Ma) 与高钾钙碱性长英质火山岩(18~17 Ma) 开始, 向东依次变为扎布耶茶卡、当日雍错、贡木淌、许如错等地的超钾质白榴石响岩、碱玄岩、安粗岩(18~14 Ma), 以及更东部(乌郁、麻江、羊应等) 的高钾钙碱性粗面岩和钾质长英质火山岩.与钾质-超钾质火山活动大致同时, 在冈底斯带还发育了埃达克质斑岩侵入活动(25~12 Ma), 在冈底斯带及喜马拉雅带发育了强过铝质花岗岩侵入活动(24~18 Ma、20~10 Ma).而在此阶段羌塘地区与“三江”北-中段火山活动稀少.
到第3阶段(< 6 Ma), 钾质火山活动分别向高原的三隅迁移, 强度也明显减弱.向北西在西昆仑发育安粗岩-钾玄岩-响岩质碱玄岩组合(6.4~0.12 Ma, 以3 Ma为主); 向北东在礼县-宕昌和玉门产生少量钾质基性火山岩; 向南东在腾冲则发育高钾钙碱性系列的粗面玄武岩、钾玄岩、安粗岩、粗面岩、英安岩等(3.3~0.01 Ma).
要弄清这种时空迁移的动力学含义, 还有许多研究工作要做.结合已有地球物理资料(Hirn et al., 1995; Kind et al., 2002; Liu and Cui, 2004; Unsworth et al., 2005), 一种可能的解释是, 这种醒目的火山活动时空迁移, 可能暗示由印度和亚洲大陆板块的靠近和碰撞所诱发的深部物质(如中-下地壳、软流圈地幔物质) 流动(Royden et al., 1997; Flower et al., 1998; Niu, 2005; Mo et al., 2006; Searle, 2006; 许志琴等, 2007; 莫宣学等, 2007b).
4. 结语
综上所述, 根据岩石学和地球化学的研究, 结合其他学科的资料与成果, 可以看出青藏高原岩石圈具有以下显著特点: (1) 具有两类地壳、两种增厚机制.印度-亚洲主碰撞带具有青藏高原最厚的地壳, 由初生地壳及再循环地壳两类不同性质的地壳构成; 青藏巨厚地壳是由于构造增厚及地幔物质注入(通过岩浆作用) 增厚两种机制形成的.碰撞以来藏南地壳加厚主要发生在约50~25 Ma期间; (2) 青藏岩石圈地幔具有3种地球化学端元.研究表明, 青藏岩石圈地幔在地球化学和岩石学上是不均一的, 至少存在3种地球化学端元: ①新特提斯大洋岩石圈端元; ②印度陆下岩石圈端元; ③新特提斯闭合前青藏原有的岩石圈端元.这3种地球化学端元以不同比例存在于高原的不同地域, 并发生着相互作用.在青藏高原还发现了一批壳幔深源岩石包体及高压-超高压矿物, 对于认识青藏深部有重要的意义; (3) 可以识别出青藏高原现今存在3种岩石圈结构类型: 第1种, 增厚的岩石圈(帕米尔型); 第2种, 减薄的岩石圈(冈底斯型); 第3种, 加厚-减薄-再加厚的岩石圈(羌塘型).这3类岩石圈是否在时间上具有先后顺序, 尚无明确的证据, 需要在今后加以注意; (4) 岩浆岩“探针”启示, 青藏高原演化动力学机制具多样性.岩浆岩“探针”可以提供关于构造-岩浆演化的地球动力学背景和机制的重要信息.研究表明, 沿冈底斯带后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与新特提斯洋俯冲板片在后碰撞阶段的断离及印度大陆岩石圈向青藏的持续俯冲作用有关, 但西段、中段与东段的动力学机制不相同.在青藏高原北部地区(羌塘、可可西里等地区), 后碰撞钾质-超钾质火山活动, 可能与波状外向扩展式的软流圈上隆引起的减压熔融有关.在高原北缘西昆仑、玉门等地区, 后碰撞钾质-超钾质火山岩的岩浆源区可能与高原腹地相似, 但其形成机制可能为大规模走滑断层引起的减压熔融; (5) 青藏高原后碰撞火成岩的时空迁移及其意义.青藏高原后碰撞火成活动的一个引人注目的特点, 是具有明显而有规律的时空迁移.同碰撞的林子宗火山活动在65 Ma左右始于冈底斯南部, 标志印度-亚洲大陆碰撞的开始.于45 Ma左右火山活动向北迁移到羌塘-“三江”北段, 在那里开始了后碰撞火山活动; 然后自内向外迁移, 即北向可可西里, 南向冈底斯(在冈底斯内部又自西向东), 东向西秦岭迁移; 最后(6 Ma以来), 再分别向高原的西北角(西昆仑)、东北角(礼县、玉门)、东南角(腾冲、三江东南部) 方向迁移.结合已有地球物理资料, 一种可能的解释是, 它可能暗示由印度和亚洲大陆板块的靠近和碰撞所诱发的深部物质(如深部地壳、软流圈地幔物质) 流动.笔者过去关于青藏岩石圈的研究, 在时间上主要集中于新生代以来, 在空间上主要集中于冈底斯带.今后要注意研究中生代和古生代, 空间上要扩大研究范围.要更加注重将岩石学-地球化学的研究, 与地质学、地球物理学更有效地结合.要加强岩石成因与构造条件之间内在联系的理论研究.
致谢: 本文作者感谢周新华特约主编邀请我们为《地球科学--中国地质大学学报》岩石地球化学专辑撰稿, 并感谢所有在研究工作中给予过我们帮助的朋友们! -
图 1 青藏高原岩浆岩时空分布简图
纵坐标表示空间位置, 上北下南; 横坐标表示时间, 数字单位为Ma
Fig. 1. Sketch map showing temporal and spatial distribution of igneous rocks in the Tibetan Plateau
图 2 西藏冈底斯带花岗岩类岩石的εNd (t) - (87Sr/86Sr) i关系(引自莫宣学等, 2005,图例见原图中的说明)
图中实线代表不同地段花岗岩类岩石的同位素成分范围, 不同颜色的虚线代表不同火山岩的同位素成分范围
Fig. 2. Plots of εNd (t) versus (87Sr/86Sr) i from granitoids in the Gangdese, Tibet
图 3 青藏高原新生代火山岩的时空迁移(引自Mo et al., 2006,图例见原图中的说明, 图中的英文地名已译成中文)
图中灰色箭头表示第二阶段(25~6 Ma) 后碰撞火山活动随时间的迁移趋势; 橙色箭头表示第三阶段(6 Ma-近代) 后碰撞火山活动的迁移趋势
Fig. 3. Sketch map showing migration paths of the Cenozoic volcanism with time in the Tibetan Plateau (after Mo et al., 2006)
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